ROCHAS-MATER DA "TERRA ROXA" M. G u t m a n s

272 B R A G A N T I A VOL. I l l

das 33 rochas principais, que constituem 7 formações geológicas dis­tintas, começando pela devoniana e terminando pela formação da época atual.

O mapa geológico de 1929, da Comissão Geográfica e Geológica, na escala 1:1.000.000, naturalmente não podia levar em consideração as diferentes rochas que compõem as formações geológicas, e, assim, solos muito diferentes se encontram em faixas indicadas por uma só côr.

O futuro mapa agro-geológico da formação glacial, no qual se encontram vários tilitos, separados pelos argilitos, arenitos e conglome­rados, apresentará mais caleidoscópico aspecto. Do ponto de vista prático devem ser bem discriminadas estas rochas da época permiano-glacial porque, enquanto os tilitos originam muito bons solos, os arenitos dão os piores do Estado.

A mesma discriminação deve aplicar-se aos solos dos diabásios e dos arenitos de São Bento : o solo originado do diabásio é a famosa «terra-roxa ».

As inúmeras análises de várias terras roxas e vermelhas, feitas pela Secção de Solos do Instituto Agronômico, em Campinas, comprovaram a existência de vários tipos de terra-roxa.

Vageler considerou que a terra roxa legítima e autóctone não devia conter quarzo (areia) e, que, quando este se encontrava presente, pro­vinha do arenito de São Bento, podendo-se, assim, considerá-la como terra roxa mais ou menos misturada.

Hoje, pelas análises mineralógicas, vê-se que existem diabásios que contêm quarzo e outros que não o contêm. Sendo assim, a presença de quarzo em pequena quantidade pode existir mesmo na terra roxa legí­tima e autóctone.

No Estado de São Paulo existem, portanto, duas variedades impor­tantes de diabásios : com quarzo e sem quarzo.

Mais adiante falaremos com maiores detalhes dessas variedades; por ora nos limitaremos a dizer que o quarzo encontrado nos diabásios tem o mesmo tamanho dos quarzos da "terra roxa falsa", achando-se uniformemente distribuído nos demais componentes dessas rochas, os quais, depois da decomposição, formam a parte argilosa da terra roxa.

Os diabásios e as terras roxas constituem um bom exemplo da neces­sidade de estudos mais minuciosos das rochas que os até aqui efetuados.

Apareceram, há poucos anos, dois excelentes estudos sobre os dia básios, ambos sem nenhuma relação com a agricultura : um de Djalma Guimarães, «Província magmática do Brasil meridional» (5) e outro de K. Walther, «Contribución al conocimiento de las rocas « basal -ticas» de la formación de Gondwana en la America del Sud (3).

Valemo-nos amplamente do primeiro (5), cuja parte petrográfica foi, quase toda ela, baseada no método Fedorow.

No segundo (3), porém, não há menção alguma do método Fedorow, e os componentes dos diabásios ficaram com determinações bastante

1943 BRAGANTIA 273

vagas, mas as análises químicas dos diabásios brasileiros, argentinos, uruguaios e paraguaios, constituíram valioso material para nossos estudos comparativos sobre as variedades do diabásio.

Na região predevoniana, não são evidentes as relações entre as rochas e as terras que as cobrem, como acontece nos planaltos.

Os solos autóctones são muito raros, mas o estudo assíduo da região, tendo-se à mão um mapa geológico detalhado, pode permitir a colheita de amostras do solo de todas as rochas predevonianas.

Na falta de planaltos com formações geológicas horizontais, é preciso colher as amostras do solo autóctone, nos altos dos morros graníticos, gneíssicos, calcáreos, etc.

Podemos, assim, assinalar 9 variedades dos mais importantes solos da região predevoniana, porque este é o número das principais rochas aí existentes : areníticos, quarzíticos, filíticos, xistoso-micáceos, gneíssi­cos, anfibolíticos, calcáreos, dolomíticos e tipo terra roxa, oriundas do gabro.

Outros solos são mesclas, mas sua classificação, conservando-se sempre o mesmo critério geológico, é mais fácil do que parece.

A natureza, destruindo as inúmeras rochas da região, submete os produtos de desagregação a uma classificação natural, que simplifica oportunamente as pesquisas.

Múltiplas variedades de quarzos, feldspatos, piroxênios, anfibólios e micas ficam reduzidas a argilas, compostas somente de 11 minerais, segundo Paiva Netto (2).

Os quarzos, calcedônios, opalos, feldspatos, micas, ferro-óxidos, ilmenita, monazita, turmalina, almandina, apatita, piroxênios e anfibólios são os componentes principais da fração areia dos solos do Estado de São Paulo.

A classificação dos solos na base petrográfico-geológica permitirá distinguir todas as variedades dos solos do Estado, evitando a confusão das classificações práticas com vagas determinações.

O método primitivo de «analisar a terra com o pé » deve ceder lugar ao estudo científico, baseado em conhecimentos completos das rochas, das quais se originaram os solos agrícolas.

O presente estudo é dedicado às rochas basálticas, que originaram um dos melhores solos do Brasil : a "terra roxa".

VARIEDADES DAS ROCHAS BASÁLTICAS DO ESTADO DE SÃO

PAULO.

Antes de descrever as variedades das rochas basálticas do Estado de São Paulo, trataremos ligeiramente do magma, donde elas se origi­naram.

Às nossas rochas basálticas estão ligadas estreitamente, em muitos pontos do Brasil e de outros países vizinhos (Paraguai e Argentina), as

274 B R A G A N T I A VOL. I l l

rochas sódicas (Itatiaia, Distrito Federal, Poços de Caldas, Jacupiranga, e t c ) .

Guimarães (5) considera estas rochas sódicas como um produto de diferenciação de um magma basáltico.

Walther (3) acha que esta questão ainda não foi resolvida (p. 157 do trabalho citado), principalmente porque ainda não se concluiram as in­vestigações nas regiões de Poços de Caldas e de Lages.

Se admitirmos a diferenciação de nossas rochas basálticas e sódicas a partir de um magma de idêntica origem genética (tão importante na moderna classificação), essa diferenciação será muito diferente daquela que seria aceita, caso fossem dois magmas.

Antes de compararmos as composições mineralógicas das rochas em questão, passemos em revista as análises químicas.

Nas 12 rochas sódicas brasileiras (4)

o teor de A1 2 0 3 oscila entre 19,32 — 23,72 ; CaO „ 0,32 — 2 , 1 5 ; Na 2 0 „ 5,65 — 8,68 ; K £ 0 „ 3 ,96 — 9,06.

Nas 2 0 rochas basálticas (3)

o teor de APO 3 oscila entre 9 ,26 -- 15,54 CaO 5,75 -- 11,67 Na 20 1,78 -- 4 ,74 K 2 0 0 ,64 -- 2,57.

E evidente a notável diferença entre as rochas basálticas e sódicas.

Na região de Poços de Caldas foram analisadas todas as rochas sódicas, começando pelos foiaítos de grão grosso e terminando pelos fonolitos afaníticos. Todas as variações encontradas apresentam as composições químicas típicas das rochas sódicas, não se encontrando rocha alguma com a composição intermédia das rochas basálticas.

Entre a região de Poços de Caldas, com as suas rochas sódicas, e a região limítrofe de Prata, onde começam a aparecer as rochas basálticas, existe a região intermediária de Cascata, onde abundam as brechas vulcânicas, ainda não analisadas quimicamente. Estas rochas devem dar a composição química intermediária, mas é evidente tratar-se de. breccia — onde houve mescla mecânica das rochas de dois magmas diferentes.

Veremos mais adiante que em outras regiões do Estado de São Paulo existem as rochas intermediárias entre as rochas sódicas e basál­ticas.

As rochas basálticas estudadas por Walther (3) foram obtidas em diferentes localidades do Brasil, Argentina, Uruguai e Paraguai.

1943 B R A G A N T I A 275

Não obstante a diversidade dos locais em que foram tomadas, as amostras não apresentam todas as variedades das rochas basálticas.

Faltam as variedades gabróides, que correspondem aos foiaítos do magma sódico.

Citaremos, a seguir, um trecho do tratado de Walther (3) (pág. 4) : «El mapa geológico dei Brasil publicado por Branner, nosatisface

en lo tocante a la extension de las rocas, pues las "diabases" que atra-viesan el fundamento cristalino, y de las que también Baker seííala algunas, con toda seguridad y en la gran mayoria de los casos, no tienen ninguma relación con las rocas gondwánicas, a pesar de su parecido petrográfico; en parte, no forman sino el séquito lamprofídico de anti-guas rocas intrusivas. Corresponden aqui también los filones de "meláfido" de los alrededores de Montevideo, descritos por mí e mencionados por Baker»

Onde ficam então as frações gabróides correspondentes ao magma basáltico ?

Será possível que todos os gabros permaneçam ainda sepultados debaixo dos mantos espessos das rochas basálticas efusivas?

Uma tal suposição seria ousada, em vista do trabalho contínuo da erosão, que, em muitos pontos, eliminou completamente os mantos e as séries compostas de vários mantos espessos.

Nota-se principalmente a erosão enérgica, nas zonas litorâneas, cujo embasamento é cristalino.

É verdade que os mantos e os filões diabásicos se concentram nas regiões postalgonquianas, mas as observações diretas demonstram a presença dos mesmos diabásios na zona cristalina.

Desde início, as pesquisas das terras roxas e das suas rochas-mater foram dirigidas pelo Instituto Agronômico para toda a área do Estado de São Paulo, sem excluir a faixa litorânea de embasamento cristalino.

As numerosas amostras de diabásios colhidas entre os gneisses (fig. 10) e os xistos antigos deram as mesmas análises mineralógicas que os diabásios do interior do Estado.

Como um bom exemplo citaremos os diabásios da região de Monte Alegre, a 15 Km de Amparo.

Entre os gneisses biotítico-anfibolíticos, a 5 Km ao norte da Vila Monte Alegre, aparece um diabásio de grão fino, cortando os gneisses obliquamente ao rumo geral da formação cristalina.

O microscópio demonstra tratar-se do diabásio da mesma compo­sição dos que freqüentemente afloram na formação permiana glacial entre Amparo e Serra Negra.

Os plagioclásios têm a composição A n 5 0 — An S 6 .

Os piroxênios são diopsídios magnesianos.

O minério é uma magnetita ilmenítica.

276 BRAGANTIA VOL. I l l

O diabásio não demonstra indício algum do acentuado metamor­fismo que possuem todas as outras rochas da região predevoniana de Monte Alegre.

Evidentemente, o diabásio é muito mais recente do que os gneisses, anfibolitos, os quarzitos e outros xistos predevonianos.

É evidente também que a região predevoniana em geral, como embasamento para todas as formações posteriores, foi cortada repetidas vezes por erupções básicas.

Os casos de diabásios mais antigos, fortemente anfibolitizados, são várias vezes citados na literatura brasileira.

Não podemos aqui repetir a descrição dos diabásios metamorfos, pois o importante para as nossas considerações é o gabro, que pertence à mesma família de nossos diabásios e é relativamente abundante na zona de xistos cristalinos no Estado de São Paulo e Paraná, e, provavel­mente, em outros Estados litorâneos.

Um exemplo, é o gabro de São Bento de Sapucaí (fig. 3). Esse gabro aflora em vários pontos, a distâncias de alguns quilô­

metros, nas orlas do rio Sapucaí-Mirim e seus afluentes. A estrutura da rocha é gabróida. A preponderância do anortósio e do ortósio sódico nestes gabros

exclue-os da família dos gabros normais, motivando uma denominação nova — bocaiuvitos (vide mais adiante).

Quase todos os plagioclásios são geminados segundo o eixo (001) com o plano de junção (010). A composição de plagioclásios é An 43-An5o.

Em volume total muito menor aparece o anortósio, sem formas nítidas, com 2 V = — 54° — 59°.

O piroxênio, com modalidades de cores fracas, amarelentas e, avermelhado-marrons do pleocroismo, demonstra as hemitropias cara-terísticas com Nm em comum, e Ng, de uma metade, coincidindo com Np de outra metade, necessitando Ng: c = 45°; 2V = + 42°.

A dispersão do eixo ótico, próximo ao (001), é nitidamente p> v.

A dispersão do outro eixo ótico é muito fraca, sendo quase impossível determinar o caráter da dispersão.

O piroxênio é o diopsídio magnesiano, como os piroxênios de todas as eruptivas básicas triássicas do Brasil Meridional.

A magnetita ilmenítica em grãos informes circundados pela mica castanha fortemente pleocróica, está incluída ou ligada com os cristais do diopsídio magnesiano e, pelo seu volume total, ocupa o terceiro lugar, depois dos feldspatos e diopsídios.

Em quarto lugar vem a olivina, contendo serpentina amarela nas fendas.

Entre os minerais acessórios aparecem a apatita, em prismas hexa­gonais bem formados, e a biotita marrom, fortemente pleocróica.

1943 B E A G A N T I A 277

Gabro da mesma composição encontra-se nas proximidades de Jacupiranga.

A diferença entre este e o anterior consiste na maior quantidade de piroxênio, que iguala o volume total dos feldspatos, e na abundância de magnetita e ilmenita. A olivina, com 2V = — 78°, que corresponde à hialosiderita, fica em quinto lugar e o grau de serpentinização é o mesmo.

Entre os feldspatos, o anortósio é de maior importância pelo volume que ocupa.

Os plagioclásios, em cristais alongados. muito menores, ocupam o quarto lugar, com relação ao volume. A apatita encontra-se presente.

É notável a constância dos minerais com todas as mudanças em suas proporções e dimensões, não obstante a distância de 3 2 0 Km em linha reta entre as duas ocorrências.

É evidente que as proporções entre os minerais-componentes são resultado das leis físico-químicas de cristalização fracionada, complicada pelos fenômenos mecânicos do movimento do magma em cristalização.

Podemos descer mais 120 Km ao sul, seguindo o litoral, e encontra­remos perto de Curitiba (na estrada federal Curitiba — São Paulo) vários afloramentos do mesmo gabro.

Os minerais componentes ficam os mesmos, mas a proporções mudam.

A 12,4 Km de Ribeira, com rumo a Curitiba, aflora o gabro que revela um bonito e interessante quadro na lâmina sob o microscópio : em grandes cristais de anortósio estão irregularmente distribuídas as ripas do plagioclásio, fornecendo um belo exemplo da estrutura poiqui-lítica (fig. 4 e 7) .

Pelo volume ocupado em volume total da rocha, os minerais-com­ponentes seguem a ordem: anortósio, diopsídio magnesiano, plagio­clásios, minério, olivina, biotita, apatita.

Não penetramos ao sul de Curitiba, mas temos a certeza de que o nosso gabro, com poucas variações em sua composição, também se encontra no Estado de Santa Catarina, Rio-Grande-do-Sul e Uruguai.

A tendência sódica, manifestada pela presença de anortósios ou ortósios sódicos, no caso do gabro de São Bento de Sapucaí, explica-se pela proximidade do maciço de Itatiaia.

A distância entre este ponto e o Pico de Itatiaia é de 2 2 0 Km em linha reta.

A distância entre o gabro, descrito em último lugar, e o de Jacupi­ranga, é de 170 Km.

Em ambos os casos é importante que essas distâncias sejam medidas pelo rumo das principais linhas tectónicas, coincidindo ali com os rumos das extensões máximas das diferentes rochas que entram na composição da formação predevoniana.

2 7 8 BRAGANTIA VOL. Ill

São abundantes as rochas básicas nesta formação, mas os gabros descritos distinguem-se pela sua boa conservação e constância de seus componentes.

Somente as rochas basálticas do Brasil Meridional demonstram as mesmas qualidades em distâncias ainda maiores (fig. 8 e 9 ) .

Assim, sem base química alguma, mas orientando-nos por determi­nações óticas dos minerais-componentes, principalmente os feldspatos e augitos, colocamos os gabros descritos na mesma família dos eruptivos básicos, descritos mais adiante.

Os gabros fornecem as rochas intermediárias entre as rochas basál­ticas e as rochas sódicas, ficando assim comprovada a relação atlântica dos eruptivos básicos triássicos do Brasil Meridional.

Hussak (5) distingue 2 classes principais nas rochas basálticas do Brasil Meridional : os diabásios normais e os augito-porfiritos.

Walther (3) usa a denominação "dolerita" para as rochas basálticas de estrutura ofítica, diabásico-granosa ou intersertal e "porfirítas plagio-clássicas e augíticas" para todas as outras rochas basálticas efusivas da mesma idade.

Walther (3) (pág. 18) propõe ainda dividir as doleríticas em 3 grupos :

1.° Mais ricas em mesostasis ;

2.° Tipo dolerítico mais pronunciado ;

3.° Doleritas afaníticas de grão fino;

As porfiritas, Walther (3) também as divide em 3 grupos :

1. ° Porfiritas — doleritas ;

2.° Porfiritas com fenocristais grandes, visíveis a olho nu ;

3.° Vitrofiritos.

O próprio Walter (3) chama sua classificação de provisória. Citamo-la, entretanto, para assinalar as dificuldades com que luta

ainda a petrografia para conseguir uma boa classificação das rochas basálticas.

Entretanto, a exata classificação é perfeitamente possível baseando-se em determinações mais precisas dos minerais-componentes, o que é agora possível pelo uso do método Fedorow, para os feldspatos e os piroxênios.

Walther (3) menciona os seguintes plagioclásios :

No 1. 0 grupo das doleritas : labradoritas, às vezes andesínicas, às vezes bitowníticas ;

no 2 i ° grupo das doleritas predomina o labrador, mas encontram-se todas as variedades, desde o oligoclásio até quase a bitownita-anortita ;

no 3.° grupo a albita básica une-se às variedades citadas.

1943 B R A G A N T I A 279

No 1.° grupo das porfiritas observaram-se o labrador e o labrador bitownítico ;

no 2.° grupo observaram-se os mesmos plagioclásios, porém algumas vezes observaram-se bitownitas-anortitas ;

o 3.° grupo apresenta todas as variedades, desde o labrador bitowní­tico até o oligoclásio.

Deste pequeno resumo poder-se-ia chegar à conclusão de que a determinação exata dos feldspatos das rochas basálticas pelo método Fedorow seria inútil para distinguir as variedades das rochas basálticas, porque as duas classes principais de rochas basálticas contêm os mesmos feldspatos.

O petrógrafo, com todo o seu instrumentário complicado moderno, para distinguir os diabásios e as porfiritas e as sub-categorias dos mesmos, deveria limitar-se ao estudo a vista desarmada?

Felizmente, para a nossa ciência, não é assim, como veremos mais adiante.

Deixamos de lado a discussão estéril sobre a exatidão dos termos diabásio, dolerita, basalto, etc., porque, nem a investigação histórica destes termos, maravilhosamente efetuada por Johannsen (6), nem as considerações sobre o seu uso na literatura especial dessa terminologia podem resolver definitivamente o assunto.

A idéia desse trabalho era encontrar o método para distinguir nitidamente as variedades mais comuns das rochas basálticas e cara-terizá-las para fins agro-geológicos.

Para conseguir nosso propósito seria suficiente indicar as variações dos componentes-minerais das rochas basálticas, indicando as outras propriedades, mais comuns e acessíveis das mesmas, em conexão com a sua composição mineral, absolutamente indispensável para a classifi­cação.

Para cada rocha estudada empregaremos o termo mais conhecido, usado na literatura petrográfica moderna para as rochas basálticas, sem atribuir a qualquer destes termos a exatidão da terminologia científica ideal.

Os nossos tipos serão bem definidos, não pela terminologia, mas, sim, pela análise microscópica dos componentes.

Devemos observar que seria deixar o assunto insuficientemente escla­recido se o estudo microscópico fosse considerado apto pára definir todos os tipos de rochas basálticas.

Mais adiante, veremos que, para muitas rochas basálticas afaníticas, o único método da determinação dos minerais componentes é o de Fe­dorow, ou este combinado com algum outro.

Quem não dispõe de instrumentos óticos para o estudo microscópico das rochas, é forçado a recorrer à observação da côr, do tamanho dos grãos visíveis, do modo da ocorrência, da idade geológica, etc.

280 BRAGANTIA VOL . Ill

Estes métodos, sem a arma analítica moderna, permitem que nos orientemos quanto às rochas de grão grosso, como, por exemplo, granitos, gneisses, etc., mas são inadequados para as rochas basálticas.

No campo, não desprezamos, porém, as observações macroscópicas. Mais adiante, forneceremos todas estas observações, que podem

facilitar grandemente a tarefa no campo, quando não há possibilidade de fazer as lâminas das rochas e estudá-las microscopicamente.

Queremos ressaltar que só essas observações macroscópicas são inúteis para distinguir as variedades de rochas basálticas, dispersas numa superfície de 1.000.000 Km 2, aproximadamente.

MELÁFIROS

Desde início devemos notar que usaremos a denominação «melá-firos» sem pretender definir com uma só palavra as rochas basálticas aqui descritas.

No decurso deste trabalho nossas rochas serão bem definidas pelos seus componentes minerais e daremos atenção especial e definição precisa aos principais componentes.

A literatura petrográfica e geológica sobre os meláfiros não dá definição exata.

A. Brogniart (6) usou primeiramente o termo «melaphyre» para os andesitos e basaltos e Rosenbusch (6) definiu os meláfiros como basaltos paleozóicos.

Johannsen (6) aconselha abandonar o termo; o abandono deste nos obrigaria a inventar um novo, para a nossa primeira classe de rochas basálticas.

Preferimos adotar a definição de Guimarães ( 5 ) : «Os meláfiros são os basaltitos amigdalóides em que a massa fundamental não sofreu alteração ».

Incluímos entre os meláfiros também os espilitos, ou os basaltitos vesiculares alterados, que Guimarães (5) considera como os «meláfiros albitizados ».

Para apresentar as análises mineralógicas de meláfiros, foram colhi­das centenas de amostras em vários pontos do Estado de São Paulo e dos Estados vizinhos. Dezenas de lâminas foram preparadas e examinadas microscopicamente. A maior parte das lâminas não forneceu feldspato algum para a determinação exata das geminações.

Os meláfiros estão sujeitos à decomposição rápida pelos agentes atmosféricos, graças à sua porosidade.

Os meláfiros pertencem às rochas efusivas porque assim devemos considerar as rochas ígneas que ficaram a pequena profundidade, isto é, a algumas dezenas de metros, e chegaram à superfície só' por causa da erosão muito tempo após as mesmas se haverem consolidado.

A região de Franca apresenta vários meláfiros, que se introduziram nas camadas superiores do arenito Botucatu.

1943 BRAGANTIA 281

Ali, os meláfiros aparecem em quase todas as gargantas denominadas «furnas», formadas pela erosão no arenito Botucatu, cuja profundidade atinge até 100 — 150 m.

A estrutura dos meláfiros nas partes inferiores é idêntica à da lava basáltica, quando entra em contacto com a superfície das rochas sedi­mentares. A identidade das estruturas explica-se naturalmente pelas iguais condições de consolidação.

A pressão e a temperatura eram as mesmas no fundo da espessa camada de intrusão melafírica, pois estas alcançam muitas vezes 100 a 2 0 0 metros.

' A nossa amostra de meláfiro das Furnas de São Pedro foi colhida na parte baixa da camada intrusiva melafírica, por serem inacessíveis as outras partes da camada.

Em geral, as partes inferiores da camada melafírica são mais forte­mente decompostas que as partes superiores ou médias, porque as águas freáticas se concentram nas partes porosas inferiores dos meláfiros.

Debaixo do meláfiro, o arenito, endurecido pelo contacto, apresenta um sério obstáculo para a penetração das águas freáticas. Assim se' explica que os meláfiros afloram em todas as gargantas lavadas pelas fontes que surgem no limite entre os meláfiros e os arenitos.

Afloram os meláfiros nas proximidades de Ribeirão Preto à distância de 7 quilômetros a oeste da cidade.

Na Estação Experimental de Ribeirão Preto os meláfiros apareceram à profundidade de 3 0 metros.

Nas cotas mais baixas do terreno da Estação Experimental, afloram os meláfiros.

O resultado das análises de meláfiros obtidos em vários pontos do Estado, bem distantes entre si, é surpreendente.

Nossas pesquisas demonstram que os meláfiros, embora procedentes do mesmo magma, como as outras rochas basálticas, têm a composição química e mineralógica bem diferente, sem falar da sua estrutura.

Não se trata de alguma exceção, para confirmar a regra geral. Trata-se de erupções em extensão enorme, abarcando, fora do Brasil Meridional, o território de Missiones, na Argentina, Paraguai e Uruguai.

É muito provável que as rochas diabásicas de Roroima pertençam ao nosso sistema eruptive

As condições das erupções basálticas da África do Sul demonstram as mesmas relações entre as rochas melafíricas e as outras.

As nossas pesquisas demonstram (vide mais adiante) que o magma basáltico, antes de chegar nas proximidades da superfície, devia vencer em forma de fendas estreitas, verticais, os vários obstáculos e os con­tactos horizontais com as camadas de sedimentos.

O caminhamento através dos obstáculos devia estender-se à distância de várias dezenas de quilômetros.

2 8 2 BRAGANTIA You III

Não se tratava de um líquido uniforme, com temperatura muito acima de seu ponto de fusão.

O magma basáltico no início mesmo de seu movimento já estava carregado de cristais e a restante massa líquida tinha a temperatura apenas de alguns graus centígrados acima do seu ponto de cristalização.

Neste estado, o magma possuía pouco poder absorvente. As rochas sedimentares, por onde o magma passou, são pouco

metamorf izadas. Na maioria dos casos, todo o metamorfismo se limitou ao endureci­

mento e à silicificação do cimento argiloso-ferruginoso, entre os grãos do quarzo.

Filtrado pelas fendas de todas as formações, desde a arqueana até a do arenito de São Bento, o magma basáltico deixou, na profundidade, todos os cristais já formados, na maior parte, os piroxênios e os plagio­clásios básicos, como o labrador e a bitownita, e consolidou-se, como rocha mais ácida, com os feldspatos de composição Anao •— An35 (vide mais abaixo as descrições das ocorrências dos meláfiros).

Os meláfiros são então da família andesítica, segundo a sua compo­sição mineralógica e, de família basáltica, segundo a origem genética do magma.

Na realidade, o magma não é, como já observámos, de tendência andesítica, dada a composição da fase gabróide.

Como explicámos acima, todas as amostras efusivas ou intrusivas de pouca profundidade já não têm a composição do magma primário, mas a sua composição é mais ácida.

Os meláfiros, em sua massa principal, eliminando os abundantes minerais secundários, depositados nos poros, são, em geral, de côr preta, mas, onde o magma basáltico alcançou a superfície, a côr preta se trans­formou rapidamente em vermelho-escura.

Para a agricultura, os minerais secundários que abundam nos melá­firos, têm considerável importância, porque, em muitos casos, fornecem o cálcio, que entra em menor proporção na massa geral dos meláfiros que nas outras rochas basálticas em questão.

Guimarães (5) cita os seguintes minerais nos geodos, vesículas e amígdalas dos meláfiros : ágata, calcedônia, quarzo, calcita, heulandita, desmina, mesolita, scolezita, girolita, apofilita, laumontita, analcita, viridita, clorita, cobre, malaquita e siderose.

Damos, a seguir, algumas caraterísticas das amostras de meláfiros : A m o s t r a 1. Manto melafírico de Piraju, na margem direita do rio

Paranapanema. A amostra foi tirada da parte média do manto, à entrada da usina hidro-elétrica. Alt. absoluta 5 5 0 m. O meláfiro tem poros raros, que contêm, na maior parte, calcita. Os cristais de calcita alcançam às vezes o comprimento de 2 0 mm.

Os plagioclásios são muito pequenos e raramente são visíveis a olho nu.

1 9 4 3 B R A G A N T I A 2 8 3

. Feldspato N. ° 1, geminado segundo Albito-Esterel, com o plano de junção (010), deu 4 3 % An, deduzido de 4 4 % de gemina­ção e 4 2 % do plano de junção, segundo os diagramas Berek.

Feldspato N.° 2, geminado segundo a lei Albito-Karlsbad, deu 3 5 % An pela geminação.

A média de conteúdo de An é de 3 9 % An. O feldspato pre­domina formando 7C% aproximadamente dos fenocristais.

Em segundo lugar vem a augita, às vezes com cristais bem formados, mas, na maior parte, transformados em agregados micro-líticos de clorita.

A magnetita e a ilmenita em grãos informes e formas arbori­zadas, indicando o rápido resfriamento do magma, aparecem em duas gerações.

É interessante a abundância das vênulas cheias de grãos redondos de quarzo.

E impossível, neste caso, admitir a penetração da areia por gravidade ; trata-se de minúsculas escamas do arenito de São Bento, arrastadas pelo manto melafírico, durante a erupção.

A m o s t r a 2. Intrusão melafírica de Pedregulhos, de 7 0 m de espessura, em furnas de São Pedro, perto de Pedregulhos. Parte inferior, em contacto com o arenito de Botucatu.

Em toda a espessura da intrusão podem ser observados os poros, mas nota-se a maior porosidade na parte inferior do «sill», perto do contacto.

Os vapores de água originados na parte superior do arenito úmido, subjacente, penetraram no magma já bastante viscoso, formando uma camada melafírica porosa de cerca de 0,5 — 1,0 m de espessura.

Como no meláfiro de Pirajú, o magma formou a brecha vul­cânica na parte inferior da intrusão.

Observam-se no magma fragmentos de arenito que podem atingir o diâmetro médio de 0,3 — 0,4 m sendo, entretanto, as vênulas mais abundantes, as quais são facilmente observadas ao microscópio.

Uma ação tão forte sobre o arenito explica-se pelo estado muito viscoso do magma, desprovido de seus elementos mais básicos.

Trata-se de uma intrusão, porque acima do «sill» se observa ainda o arenito de Botucatu, ainda que em espessura que não supere alguns metros, porque, já na altitude de 9 5 0 m.s.n.m., se observam as camadas variegadas arenítico-argilosas da formação de Bauru, na entrada do norte para a cidade de Pedregulhos.

Por falta de tempo não podíamos estudar aqui mais detalha­damente a formação de Bauru. Observam-se bem nitidamente as rápidas variações da côr e do tamanho de grãos, que é uma cara-

284 BRAGANTIA VOL . Ill

terística mais notável do arenito de Bauru em comparação com o arenito de Botucatu.

Como no meláfiro de Pirajú, predomina, entre os cristais maiores, o plagioclásio. O resto é formado pelos esqueletos arbori-formes do minério com interstícios ocupados pelos grãos quase redondos de augita, na maior parte cloritizada.

Nos feldspatos observam-se principalmente as geminações segundo Albino-Esterei-, com 2 5 % de anortita.

Os microsporos do meláfiro são ocupados pela clorita verde, não se observando a calcita nos mesmos.

A m o s t r a 3. Camada intrusiva melafírica a 7 Km a oeste de Ribeirão Preto. Espessura de alguns metros.

Num poço, Jescavado próximo ao estábulo da Estação Experi­mental de Ribeirão Preto, no lugar indicado acima, surgiu, na profundidade de 3 0 m, uma camada melafírica fortemente decom­posta.

Era impossível determinar os componentes mineralógicos deste meláfiro.

A 2 Km ao norte do poço, no mesmo nível da camada, aflora um meláfiro bastante fresco, que, provavelmente, é a continuação do meláfiro do poço.

O conteúdo de anortita em feldspatos é de 3 8 % (média de cinco determinações).

As geminações observadas são segundo Manebach-Periklin:

Nos poros foi depositada a heulandita com 2V = 35°,5 , direta­mente observado pela platina de Fedorow, Nm = 1,500, com dispersão cruzada bem nítida.

A camada melafírica aflora entre as camadas diabásicas.

Não obstante a diferença notável do químismo, em forma dos andesinos nos meláfiros e dos labradoros nos diabásios, não se nota diferença grande na vegetação acima do meláfiro e do dia­básio.

O lugar não é muito favorável para a comparação dos solos melafíricos e solos diabásicos, porque os solos formam um declive ainda que suave, mas que não impede o transporte e a erosão do solo.

É possível que a heulandita, que forma uma parte considerável do meláfiro (20 — 3 6 % , aprox.) e que não se encontra em diabásios, compense a falta relativa do cálcio nos meláfiros, em comparação com os diabásios.

1943 B R A G A N T I A 285

DIABÁSIOS E PORFIRITOS-DIABÁSICOS.

A história do termo «diabásio» é típica para todas as terminologais das rochas. Utilizamos, para apresentá-la, o excelente esboço de Johannsen (6) .

Certas rochas, compostas, segundo os minerálogos do século XVIII, de anfibólio, clorita e feldspato, foram chamadas, por Werner, «Gruens-teine», «pedras verdes». Muito depois, no ano 1835, Gustav Rose demons­trou que «Gruensteine» são compostos de piroxênio, pouca clorita e labrador ou oligoclásio. A. Brongniart introduziu a denominação «dia­básios» para os «Gruensteine» no ano de 1807, a-fim-de evitar a vaga expressão de «pedra verde», que utiliza a côr como seu caraterístico principal. Assim, desde início, devido à determinação errada da composi­ção mineralógica, criou-se uma causa originadora de outras denominações errôneas.

Como diabásios foram classificadas as rochas verdes ou esverdeadas, compostas de anfibólio, clorita e feldspato, de um lado, e, de outro, as rochas da mesma côr compostas de piroxênio, clorita e feldspato.

Em 1827 (6) Brongniart escreveu que considera «utile a la science de diminuer autant que possible les synonymes qui fatiguent la mémoire et jettent de l'incertitude dans les determinations*.

Johannsen (6), que cita esta frase, é de opinião que o termo original «diabásio» fique eliminado.

Infelizmente, tal não se deu. Uma vez introduzido um novo termo pela autoridade, a sua remoção

pela mesma autoridade pouco importa, como demonstrou a história.

Zirkel (6), em 1866, generalizou o uso da palavra, aplicando o nome diabásio para todas as rochas, compostas de piroxênio e labrador, de grãos de todo tamanho.

Evidentemente, a ciência petrográfica descobriu rapidamente novas variedades de rochas e existia uma premente necessidade de novos termos.

Qualquer termo antiqo foi apressadamente retirado dos arquivos e lançado no campo confuso das terminologias.

A mesma vitalidade, do termo «diabásio», demonstrou o termo «dolerita», criado pelo abade Hauy (6) e determinando o basalto com granulação visível.

Walther (3) usou o termo «dolerita» porque queria evitar o uso do termo «diabásio».

Usaremos o termo «diabásio» com a especificação de Guimarães ( 5 ) : «Os diabásios são rochas intermediárias a basaltitos e gabros. A textura é intersticial e a granulação média. O plagioclásio é idiomorfo, tabular ; a augita é hipidiomorfa e, em alguns casos, idiomorfa. A mesos-tasis apresenta-se sempre, em maior ou menor proporção, em áreas irregulares limitadas pelos cristais alongados de plagioclásio ou diop­sídio».

286 B R A G A N T I A VOL . I l l

Os diabásios afloram em todo o Brasil, começando pela Serra do Mar e terminando pela parte ocidental do Estado de Mato Grosso e extremo norte do Brasil.

A idade dos diabásios de Roroíma não está ainda bem estabelecida. Glycon de Paiva (7) reputa cambriana a idade dos arenitos intrudi-

dos pelos diabásios, deduzindo-se a idade postcambriana para o diabásio. Iniciemos a nossa descrição pelo diabásio de Laranjal, onde a

grande pedreira da Sorocabana permitiu penetrar profundamente no corpo do dique.

Colhemos as amostras num plano horizontal, que é o fundo da pe­dreira, na alt. de 5 0 0 m. s .n .m. , aproximadamente.

A.

O dique tem, nesse plano, a espessura de 120 — 150 m. Ele se inclina para o Norte — 70° — Oeste, aproximadamente, e tem o rumo para o Norte — 20.° — Este, aproximadamente; à primeira vista aparenta tratar-se de um lacolito, porque as escavações penetraram, com uma frente semi-circular, a dentro do dique.

Mas os blocos soltos, de 1 — 2 m de diâmetro do diabásio, na super­fície da terra, indicam nitidamente a continuação do diabásio pelo rumo acima indicado.

Os fenômenos do contacto são bem visíveis. No lado noroeste do dique os argilitos permianos são completamente

descoloridos. A próxima camada diabásica transformou-se em argila azulada,

conservando ainda pedaços irregulares isolados da rocha viva, intacta. Proximamente a este diabásio metamorfizado aflora uma camada relati­vamente fina, de 0,3 — 0,4 m, de brecha vulcânica, composta de dia­básios de granulação muito variada.

Após a brecha, com rumo à parte central do dique, não se observam variações bruscas nas estruturas.

Observa-se a transição imperceptível da granulação fina à granulação grossa no centro do dique. A-de-mais, na parte central observam-se poros abundantes, na maior parte vazios, visíveis a olho desarmado.

Esses detalhes são importantes para compreender o processo da cristalização do magma diabásico. Voltaremos a esse assunto mais adiante.

L â m i n a n.° 161.

Amostra colhida na parte central do dique de Laranjal. A rocha é bastante porosa, de grão grande e de côr cinzenta,

observada de longe, visto ser mesclada de minerais pretos e outros guase brancos.

Ao microscópio observa-se a estrutura porfirítica. Os plagio­clásios, que chegam a ocupar 70 — 7 5 % do volume total, são idiomorfos. Os piroxênios demonstram raramente as facetas, formando muitas vezes agrupamentos poiquilíticos no interior de

1943 BRAGANTIA 287

grandes plagioclásios. Os piroxênios acham-se em decomposição evidente.

Os plagioclásios têm a composição mineralógica que oscila entre An2o — An5i. Essas variações se observam geralmente em um fenocristal sem formar zonas distintas. A extinção não ocorre pelas zonas bem delimitadas, mas progride paulatinamente, como a extinção ondulada, porém difere desta pela sua orientação, definida : a parte mais básica se encontra sempre nas partes centrais dos plagioclásios. Nas bordas, os plagioclásios passam às zonas micropegmatíticas que se delimitam nitidamente.

O componente da micropegmatita é um ortósio sódico, com 2 V = — 53°. Entre as micropegmatitas observam-se os grãos de quarzo.

A magnetita-ilmenita é estreitamente ligada a augita. Piroxênio com fraco pleocroismo, 2V = + 44°, ng : c = 45°

e ângulo entre próximo eixo ótico e «c» = 23°.

L â m i n a n.° 165.

Amostra tomada, como a anterior, da parte central do dique, à distância de 25 m ao norte da amostra anterior, no mesmo nível de 500 m. s.n.m.

O aspecto a olho desarmado é quase o mesmo que o da rocha anterior. Á distância de alguns metros, quando não se podem mais distinguir os componentes, a rocha apresenta-se cinzentada escura, em virtude de os minerais melanocráticos predominarem entre os minerais leucocráticos.

Na lâmina observam-se os plagioclásios idiomorfos, que não predominam tanto, como na amostra anterior, alcançando 50% do volume total aproximadamente.

Conserva-se a composição variável dos plagioclásios, que se manifesta pela extinção variável, mas contínua, em contraste com a extinção descontínua dos feldspatos nitidamente zonados.

Aliás, observa-se uma zona exterior, quando o plagioclásio está incluído num manto do ortósio sódico, que, por sua vez, é bem delimitada contra a massa micropegmatítica.

Como na amostra anterior, muitas vezes o plagioclásio fica envolto em um manto de óxidos de ferro, e uma transição para a micropegmatita desaparece.

A composição dos plagioclásios oscila entre An38 — Anso-Observam-se as geminações segundo Albita, Karlsbad e Albita-Esterel.

O piroxênio, com boa clivagem segundo (110) forma muitas vezes macias segundo (100). Ng — Np = 0,0235, Nm — Np = 0,0045, nm = 1,717;Z A c = 40°, 5;2V = 48°.

O pleocroismo é muito fraco e indeterminável em seus com­ponentes. A apatita é abundante na mesostasis. A análise química

2 8 8 BRAGANTIA VOL . Ill

comprovou a existência de 50 ,5 % de SiO 2. A estrutura é porfi-rítica, com plagioclásios e pirogênios idiomorfos, como na amostra anterior.

Os dados químicos são :

L â m i n a n.° 169.

Amostra colhida na parte intermediária do dique, entre o contacto no norte e a parte central do dique.

Aqui a rocha tem o grão mais fino e a côr mais escura do que na parte central do dique.

As macias observadas são geminadas segundo Karlsbad e Albita.

A estrutura é ofítica, com os plagioclásios idiomorfos e os augitos nos interstícios entre os feldspatos.

A mesostasis cloritizada ocupa 2 0 % aproximadamente do volume da rocha.

A augita tem a extinção que aparece em manchas de contornos irregulares.

A clivagem carateriza-se por fendas sem a paralelidade nítida, que é necessária para a determinação exata dos ângulos entre c e Z e de clivagem.

L â m i n a n.° 164.

Amostra tomada da brecha na parte norte do dique, da zona do contacto. A amostra é de côr preta e de grão fino.

A estrutura microscópica é bem diferente das amostras ante­riores que demonstravam a estrutura porfirítica (lâm. 161 e 165) e a estrutura ofítica (lâm. 169). Os plagioclásios são de todos os tamanhos, desde os micrólitos até os fenocristais, com todas as graduações igualmente representadas entre os tamanhos extremos.

As variações de tamanho surgem também entre os piroxênios, prevalecendo os fenocristais, que, em maior parte, são aglomera­ções de 4 — 10 grãos e dos micrólitos em forma dos grãos redondos.

A composição dos feldspatos varia entre An5g — An72-

As geminações que aparecem são : periclínio, albita, Baveno direito, Manebach-Esterel e Albita-Karlsbad.

Nos piroxênios grandes observou-se :

S i O 2

R 2 0 3

CaO MgO

5 0 , 5 % 29,7%) (Al, Fe, etc.)

7 , 3 % 2 , 8 4 %

A composição dos plagioclásios é An

1943 BRAGANTIA 289

Z A c = 4 1 ° — 46° . 2V = + 42° — 50°

Ng — Np = 0 ,0226 Ng — Nm = 0 ,0196 Nm — Np = 0 ,0035 .

Para comparação da composição química foram determinados os seguintes elementos da rocha:

S i O 2 4 8 , 9 % x) R 2 O s (Al,Fe, etc.) 3 2 , 0 % CaO 9 , 7 % MgO 5 , 4 % .

A composição química dos grandes plagioclásios e dos plagio­clásios microlíticos é idêntica.

Não há, tampouco, diferença notável entre os plagioclásios pequenos, completamente incluídos nos augitos, e os plagioclásios grandes, comparativamente menos isolados.

x) A rocha contém vênulas finíssimas d e quarzo, em ramificações, aparecendo algumas delas apenas no limitado espaço de alguns milímetros quadrados.

X X X

O estudo das rochas do dique de Laranjal conduz a algumas dedu­ções importantes sobre a gênese e a classificação das rochas basálticas.

A rocha da lâmina 164 não era a primeira, a começar a erupção, porque formou uma brecha com uma rocha eruptiva anterior que se consolidou.

O limite nítido entre a rocha de estrutura brechosa e a rocha inter­mediária (lâm. 169) indica que depois ocorreu uma nova intrusão e efusão.

Ao contrário, entre a rocha intermediária e a rocha central não podia observar-se delimitação nítida alguma.

Devemos admitir que o magma da rocha central seguiu o da rocha intermediária sem interrupção alguma do processo erüptivo.

O magma intermediário estava ainda em estado semilíquido, não podendo formar uma brecha com o central.

As maiores diferenças de estrutura e da composição das rochas basálticas, que se observam no sul do Brasil e nas vizinhanças, explicam-se pelas diferenciações magmáticas em grande profundidade.

A erosão enérgica tropical eliminou, na Serra do Mar, milhares de metros de espessura das rochas superiores de cobertura, mas não desco­briu ainda os focos principais da diferenciação das rochas basálticas.

2 9 0 B R A G A N T I A VOL . Ill

Nos últimos anos efetuaram-se vários trabalhos dispendiosos para elucidar a diferenciação das rochas basálticas.

Podemos citar, como exemplo, a pesquisa interessante de Wagner ( 8 ) .

Em formações silurianas e devonianas aparecem na Turíngia Oriental

8 camadas diabásicas intrusivas, com espessuras que variam entre 40 e 250 metros.

Wagner (8) classifica as variações diabásicas em quarzodioritos, gabrodioritos e piroxenitos.

Baseando-se na ausência de discontinuidades visíveis a olho nu, êle considera que todas estas rochas são produtos de diferenciação magmática «in situ» do magma diabásico.

Já observamos no exemplo de Laranjal que as diferentes fases de erupção podem seguir uma a outra, antes da solidificação da fase pre­cedente.

A-de-mais, na descrição da intrusão mais espessa de Reichenfels, Wagner (8) cita a existência de inclusões gabróidas, nitidamente delimi­tadas da rocha principal diabásica.

Os fenômenos múltiplos de contacto, nas proximidades imediatas de todas as camadas diabásicas, bem descritas por Wagner (8), são considerados por êle como sendo uma prova de diferenciação magmática «in loco».

. Os fenômenos do contacto são bem pronunciados em rochas permia-nas, intrudidas pelo diabásio em Laranjal.

Tratando-se de várias fases eruptivas, é natural que, durante alguma fase, uma parte do magma diabásico pudesse ficar bastante tempo entre os sedimentos, para metamorfizar as rochas sedimentares.

De um foco eruptivo podem provir as variedades mais importantes das rochas basálticas do Brasil e das regiões próximas.

Em Laranjal estão representados diabásios e porfiritos, com suas estruturas típicas e de composição mineralógica normal.

Esta divisão em porfiritos e diabásios normais já foi proposta por Hussak (5 ) , à base do estudo microscópico das rochas basálticas do vale do Paranapanema.

Como veremos mais adiante, em todo o sul do Brasil os porfiritos e os diabásios se acham juntos, e esta distribuição se explica pela gênese comum do mesmo foco eruptivo, com a separação produzida pelas várias fases eruptivas.

Entre os vários fragmentos arrastados pelos diabásios de Laranjal acham-se também fragmentos do gabro, trazidos de grandes profundidades.

O gabro, como um produto de diferenciação em grande profundidade, não podia aparecer como um produto de diferenciação dos diabásios, que se formam na superfície da terra ou de pouca profundidade relati­vamente aos gabros.

1943 BRAGANTIA 291

Os meláfiros também faltam em Laranjal, mas os poros são abundantes em frações centrais dos diabásios.

Sem dúvida, durante as erupções prolongadas de Laranjal ocorre­ram amplas efusões com estrutura porosa das lavas, mas estas rochas não deixaram vestígios, porque foram completamente eliminadas pela erosão.

Esta porosidade dos diabásios de Laranjal diminue consideravel­mente a resistência da rocha à intempérie e à destruição mecânica.

Temos aqui um exemplo de importância da análise microscópica das rochas eruptivas para a aplicação das mesmas nas construções e nas estradas.

L â m i n a n.° 65.

Pedreira do Chapadão, a 4 Km a oeste de Campinas.

Diabásio principal colhido a 0 ,05 m da distância do veio macrocristalino intrusivo diabásico de espessura de 0,25 m.

Os diabásios de' Campinas pertencem às intrusões basálticas em formação glacial permiana.

Estrutura ofítica. A composição de plagioclásios varia entre A n 4 4 — An66- Como nos diabásios normais de Laranjal observa-se a extinção deslizante contínua dos plagioclásios, que demonstra pela mudança do ângulo entre eixos óticos a acidez maior das bordas dos mesmos.

As hemitropias observadas são Karlsbad, Albito-Karlsbad e

A magnetita ilmenítica demonstra contornos irregulares, mas, em geral, sem ramificações arboriformes caraterísticas para os diabásios de esfriamento brusco.

Os minerais acessórios são :

A serpentina verde, de estrutura fibrosa, formando pseudo-morfoses segundo olivina.

O quarzo, em grãos informes, que se amoldam a outros com­ponentes com muitas inclusões.

Biotita marrom em fragmentos informes, bastante raros. A apatita forma agulhas de espessura máxima de 0,01 mm.

Albita.

O piroxênio tem as constantes seguintes :

Ng Nm 2V Nm

Np = 0 ,023 Np = 0 ,0033 30°; c A Z = 37° 3 0 ' . 1,7188

292 B R A G A N T I A VOL . Ill

A composição volumétrica da rocha foi definida pela platina de Shand:

Labrador Augita Magnetita Olivina -f- viridita Apatita Biotita Quarzo

5 3 , 1 % 3 6 , 7 %

8,0%)

0 , 3 7 % 0 , 0 8 % 0 , 0 5 %

1 0 0 %

Trata-se aqui da rocha diabásica ofítica, que aparece no dique de Laranjal como zona intermediária entre o contacto e a parte central do dique.

Em Campinas, o limite entre a zona predevoniana e a zona permiana glacial está determinada pelas falhas.

A oeste de Campinas os estratos permianos têm uma orien­tação horizontal.

Evidentemente, o afundamento paulatino dás formações para oeste é resultado de um sistema de falhas, que tem a orientação paralela em geral aos limites das formações.

Outro sistema de falhas cruza normalmente o primeiro e é mais difícil de observar, porque não aparece em forma dos limites entre as formações, mas somente, às vezes, em forma das erupções diabásicas.

As erupções diabásicas também se efetuaram pelo primeiro sistema de falhas, e assim é fácil compreender a semelhança dos diabásios de Campinas e de Laranjal.

A comparação dos diabásios fornece um método excelente de orientar-se em um sistema tectônico complexo.

Já no ano de 1885, Derby (9) (pág. 320) observou o rumo predominante das erupções diabásicas, que concordam com os limites das formações.

L â m i n a n.° 66.

Amostra colhida da mesma pedreira, porém de um nível de

10 metros acima da amostra da lâmina n.° 6 5 .

A estrutura e os componentes ficam os mesmos, mas os pla­gioclásios têm, muitas vezes, o manto do ortósio sódico e na mesos-tasis aparece o micropegmatito.

1943 B R A G A N T I A 293

L a m i n a n.° 58 .

Veio diabásico de grãos mais grossos do que o diabásio prin­cipal, analisado nas lâminas n.° 6 5 e 66 . A espessura do veio é de 0 ,25 m. A estrutura é intermediária entre ofítica e porfirítica. Os piroxênios aparecem em parte em formas bem definidas.

O idiomorfismo dos piroxênios manifesta-se aliás em clivagens (110) e (110)' bem distintas.

Nos diabásios normais estas clivagens se manifestam em linhas tortuosas e não paralelas como deveriam ser.

Imprensados entre os plagioclásios os piroxênios não podem desenvolver suas faces cristalinas e sua estrutura molecular com completa regularidade.

Os plagioclásios têm muitas vezes os contactos curvilíneos com os piroxênios.

A mesostasis é abundante.

A magnetita ilmenítica, às vezes em esqueletos, quase sempre é ligada aos piroxênios.

O quarzo ocorre em aglomerações de grãos informes e em micropegmatitos.

A composição dos plagioclásios varia entre A n 4 6 — An 6o no centro, descendo até An 2 7 nas bordas.

As hemitropias são Albita-Karlsbad, Albita e correspondente a Manebach.

O piroxênio forma as hemitropias caraterísticas segundo (100) com coincidência de Np' de um com Ng" de outro e de Np" deste com Ng' do primeiro e com a coincidência de Nm" = Nm'.

Trata-se de uma variação muito semelhante ao porfirito da parte central (vide lâmina n.° 165) do dique de Laranjal.

A diferença das formas exteriores assumidas por estas rochas é grande, porque no caso da lâmina 58, temos um dique de 0,25 m de espessura e no caso da lâmina n.° 165 uma intrusão maciça de dezenas de metros de espessura.

A diferença de nível explica em parte esta diferença.

A parte central do dique de Laranjal acha-se numa altitude de 5 0 0 metros e a pedreira de Chapadão numa altitude de 7 0 0 metros.

É provável que se encontrem a 2 0 0 metros abaixo da pedreira de Chapadão os diques mais fortes da mesma rocha.

Nas proximidades de Laranjal não se observam as camadas intrusivas diabásicas em tal abundância como na região de Cam­pinas.

294 B R A G A N T I A VOL . Ill

Evidentemente, elas foram, em Laranjal, eliminadas pela erosão que eliminou também os sedimentos de 4 0 0 — 5 0 0 metros de espessura, situados acima.

Nas altitudes desaparecidas de 1000 a 1100 metros, achavam-se as rochas melafíricas que caraterizam as efusões ou as intrusões de pouca profundidade que não supera 100 — 2 0 0 metros apro­ximadamente (vide os meláfiros de Pedregulhos e de Franca).

Estas relações entre as rochas basálticas e as altitudes obser­varam-se na faixa próxima à faixa cristalina dos gneiss e xistos.

Afastando-se desta faixa os meláfiros aparecem já nas altitudes de 5 1 0 a 5 3 0 metros nas proximidades de Jaú, numa altitude de 6 3 3 metros na Estação de Silveira do Vale, 6 1 0 metros na Estação Experimental de Ribeirão Preto, descendo até 4 8 5 metros nos bordos do rio Paranapanema em Pirajú, e até 150 — 180 m em Guaíra do Paraná.

As rochas diabásicas indicam com seus níveis que depois do período eruptivo os movimentos verticais da crosta terrestre con­tinuaram segundo as falhas, que em conjunto formaram o vale atual do rio Paraná e do rio Paranapanema.

L â m i n a n.° 170.

Grande pedreira a 5 Km a sueste de Limeira. Altitude 5 0 0 metros. Estrutura porfirítica com mesostasis abundante.

Plagioclásios e piroxênios idiomorfos e com as clivagens nítidas.

Magnetita ilmenítica, em forma dos grãos corroídos, ligada com cristais de piroxênio.

Em relação com outros diabásios e augito-porfiritos, observa-se a abundância de apatita na mesostasis.

A composição dos plagioclásios oscila entre A n 7 4 — An 5 5 , com hemitropias segundo Karlsbad e Albita-Karlsbad.

O piroxênio tem o pleocroismo muito fraco. 2V = 44°; Z A c = 45° (determinados pela platina Fedorow). Ng — Np = 0 ,0259 , Ng — Nm = 0 ,0241 .

A dispersão de eixos óticos é muito fraca para o eixo ótico próximo de c e invisível para o outro eixo ótico, resultando p > v para o primeiro.

Observam-se as hemitropias numerosas com o eixo de hemi-tropia coincidindo com «c», e com plano de limitação coincidindo com (100). Ng' de uma metade = Np" de outra, e Ng" desta = Np' da primeira. Nm' = Nm". Estas hemitropias são encon­tradas em todos os diabásios e porfiritos diabásicos do Estado de São Paulo, e são uma prova importante da origem do magma comum.

1943 B R A G A N T I A 295

O piroxênio aproxima-se mais de todos para o pijonita do lago Onega, descrito por Wahl (10) .

A dispersão fraca indica a ausência de ferro e o ângulo 45° entre c e Z, indica o conteúdo máximo de Ca.

Pela composição dos feldspatos e dos piroxênios a rocha de Limeira (vide lâmina 161) parece-se muito com a parte central do dique de Laranjal.

A semelhança vai mais longe : ambos os diques encontram-se no limite entre a base permiana glacial e a formação de Tatuí,

. imediatamente superior pela situação estratigráfica. A coincidência explica-se pela situação quase horizontal das

camadas permianas entre Laranjal e Limeira com a distância de 7 0 Km em linha reta.

A base da pedreira de Laranjal tem a altitude de 5 5 0 metros e, a de Limeira, a altitude de 5 0 0 metros.

Os porfiritos diabásicos são as rochas de veios e diques e aparecem em altitudes com desníveis de centenas de metros (por exemplo: Campinas e Laranjal). Onde o desenvolvimento das rochas é igual em magnitude, o desnível fica menor.

L â m i n a n.° 205.

Brotas, estação da Estrada de Ferro Paulista. Rocha muito consistente, viva. O microscópio revela na lâmina muitas mudanças que transformaram a rocha em agregado de minerais primários e secundários.

Entre esses se observam cloritas e zeolitas.

Não podemos, neste trabalho, entrar em detalhes de trans­formação dos diabásios, que merecem um estudo especial, em vista da importância dos minerais secundários para a formação do solo.

A transformação atacou principalmente a mesostasis abundante.

Os plagioclásios e os piroxênios conservaram-se na maior parte, demonstrando as mesmas propriedades óticas que a lâmina 170 (Limeira), com uma tendência dos plagioclásios para aumento da parte albítica.

Observam-se várias hemitropias segundo (001) com An 4 8 . De conformidade com esta tendência aumentou a quantidade

de mesostasis.

A altitude de 6 2 0 metros, 120 metros acima da pedreira de Limeira, indica o afastamento do nível dos focos maiores dos por­firitos diabásicos.

A apatita é abundante na mesostasis, como no porfirito dia­básico de Limeira.

296 BRAGANTIA VOL . Ill

L â m i n a n.° 162 (Fig. 5 e 6 ) .

Corte da estrada Tietê — Laranjal, a 6,0 Km de Tietê. Estrutura nitidamente porfirítica, com os plagioclásios e

piroxênios idiomorfos. Os piroxênios são estendidos paralelamente a (100) e menos

crescidos normalmente a (100). O eixo «a» dá o rumo de menor crescimento. As hemitropias com o eixo de hemitropia «c», denominadas

até agora hemitropias segundo (100), porque o plano (100) é o plano de junção, em cortes normais ao plano (100), demonstram a linha divisória muito nítida.

Em cortes inclinados com relação a (100), a linha divisora alarga-se até uma faixa, que mostra a interferência diferente de ambas as metades da hemitropia, porque a interferência da faixa divisora se compõe das interferências de duas cunhas, que são as prolongações das duas metades da hemitropia.

Inclinando mais fortemente a lâmina com relação ao plano do corte feito normalmente ao (100), aquela faixa de interferência multiplica-se.

Erroneamente, muitos petrógrafos falam neste caso de hemi^ tropias polissintéticas, observadas em piroxênios, por analogia

com as faixas múltiplas de plagioclásios. Verdadeiras faixas polissintéticas são raras nos piroxênios. As constantes do piroxênio são :

cAZ = 45 , porque Nm de ambas as metades de hemitropias coincidem, e o eixo de maior retração de uma metade coincide com o eixo de menor retração do outro.

O eixo ótico próximo ao «c» forma com este o ângulo de 22° — 25°.2V = 47° — Temos então o pijonita.

Os plagioclásios oscilam entre A n 3 5 — A n 4 5 nas partes centrais. Nos plagioclásios menores observam-se as percentagens

menores de An, porque os cortes menores correspondem às partes exteriores dos cristais grandes.

Muitas vezes os plagioclásios têm os mantos formados pelo ortósio sódico, com 2V = — 68° .

L â m i n a n.° 81 .

A rocha diabásica forma a margem da cachoeira do rio Pira­cicaba na cidade do mesmo nome.

Os plagioclásios são idiomorfos. O idiomorfismo dos piroxê­nios é menos nítido, mas a alongação dos mesmos paralela a (010) é bem observada em abundantes hemitropias com o eixo de hemi­tropia paralela a «c».

1943 B R A G A N T I A 297

Os eixos de refração média coincidem, e o eixo de maior refração coincide com o de menor refração da outra metade da hemitropia.

Conseqüentemente, Z A c = 45° . 2V = 48° . A composição de plagioclásios nas partes centrais em termo

médio é An 4 6 .

A altitude da borda da cachoeira é de 4 9 0 metros, aproxima­damente.

L â m i n a n.° 157 (Fig. 1 e 2 ) .

Diabásio da orla direita do rio Jaguarí, 100 metros águas abaixo da cachoeira «Funil», nas proximidades de Cosmópolis.

Esta rocha possue a estrutura intermediária entre a porfirítica e a ofítica, com os plagioclásios idiomorfos e os piroxênios que em parte se amoldam aos plagioclásios e em parte mostram as suas próprias formas.

A composição de feldspatos, nas partes centrais, oscila entre An 4e e An 5 6 .

As 3 hemitropias observadas são as de Karlsbad.

A mesostasis é notável pelo seu desenvolvimento volumétrico. Z Ac = 45° . 2V = 42° — 52°.

Ng — Np = 0 ,0298 . As hemitropias com o eixo de refração média comum são raras. A altitude é de 5 2 0 metros.

L â m i n a n.° 28.

11 Km ao sul de Casa Branca, no Estado de São Paulo.

Peso específico 2 ,975 . Granulação média. Estrutura ofítica

— porfirítica. Os feldspatos não se juntam em uma rede zigueza-gueada, como em uma estrutura tipicamente ofítica.

Certos plagioclásios são ligados entre si, e alguns ficam iso­lados pelos outros componentes da rocha.

Esta estrutura corresponde à composição média de plagio­clásios de An 6 0 .

A magnetita forma em parte os esqueletos caraterísticos idiomorfos, e em parte ocupa os interstícios entre os plagioclásios e os piroxênios.

A magnetita é em parte também transformada em pirita. A mesostasis, com abundantes agulhas de apatita, ocupa,

aproximadamente, 1 5 % do volume total da rocha, e está forte­mente cloritizada.

O piroxênio forma as hemitropias com o eixo de hemitropia Nm comum e Ng de um = Np de outro.

2 9 8 B R A G A N T I A VOL. I l l

Consequentemente, Z A (001) = 45° . 2V oscila entre 3 0 — 40° .

Entre os minerais acessórios notamos também o quarzo com revestimento de opala.

O local da ocorrência acha-se na faixa glacial permiana e na altitude de 6 0 0 metros aproximadamente, correspondendo aos diabásios na proximidade de Campinas.

L â m i n a n.° 33 .

Orla direita do rio Pardo, 2 0 Km aproximadamente a este de Barretos.

O diabásio tem a granulação fina e a estrutura ofítica, com os plagioclásios idiomorfos.

A composição dos diabásios oscila entre A n 6 3 — An 6 7 , com as hemitropias de Periclínio e de Karlsbad.

Como já observamos em outros diabásios de estrutura ofítica, os piroxênios não têm sua clivagem normal (110) desenvolvida nitidamente.

A determinação dos ângulos caraterísticos não pode ser exata por falta da base firme. Aproximadamente 2V = 4 9 ° e c A Z = 38° . Ng — Np = 0 , 0 2 3 ; Nm — Np = 0 ,004 .

A mesostasis é escassa e quase completamente cloritizada.

Como acontece em geral em rochas de estrutura ofítica, a magnetita ilmenítica é distribuída pela massa total da rocha igual­mente, sem relação alguma com os outros componentes.

Ao contrário, nos porfiritos diabásicos, os minérios tendem para aglomerações com o piroxênio.

O diabásio aflora na zona do arenito triássico de São Bento# na altitude de 5 8 0 metros, aproximadamente.

L â m i n a n.° 42.

A 18 Km ao norte de Campinas, intrusão diabásica. Estrutura ofítica. A composição dos feldspatos oscila entre 65 — 6 8 % no centro dos fenocristais, e entre 55 — 5 9 % nas bordas dos mesmos.

Numa só lâmina observam-se duas variações notáveis dos piro­xênios.

Uma espécie forma hemitropias, que já descrevemos várias vezes, com eixo de refração médio comum para ambas as metades da hemitropia e com Ng de um = Np de outro, que determina Z A c = 45° .

Ao lado desta variação se encontra um augito monoaaxil geminado, onde o ângulo entre Ng' e Ng" == 78°, aproximada-

1943 BRAGANTIA 299

mente. 2V da primeira augita = 40° — 50°. Ng — Np = 0,024 e Nm — Np = 0,003.

A dispersão dos eixos óticos em ambas as variedades é muito fraca.

Trata-se, evidentemente, de variedades da pijonita. A olivina é relativamente abundante, transformada na maior

parte em serpentina verde.

Lâmina 44.

Amostra tomada da intrusão diabásica, a 75 Km de Ribeirão Preto, na estrada para São Paulo, na altitude de 685 metros, apro­ximadamente.

As dimensões do afloramento não foram determinadas, mas, em vista da composição da rocha, é provável que se trate de um dique de pouca espessura.

A estrutura é porfirítica com abundante mesostasis e com plagioclásios e piroxênios idiomorfos.

A magnetita ilmenítica, às vezes, está incluída nos outros componentes, às vezes inclue esses.

A composição dos plagioclásios, de acordo com a estrutura, varia ao redor de AJI53 = 5 4 .

Observadas as hemitropias albíticas, Manebach e Karlsbad.

As hemitropias do piroxênio estão, em sua maior parte, com os limites irregulares entre as metades de hemitropia. 2V = 56°, Z A c = 45°, Ng — Np = 0,025.

Entre os minerais acessórios estão presentes a apatita, rela­tivamente abundante, como na maior parte dos porfiritos diabá­sicos ; o feldspato potássico-sódico, com Nm = 1,525 e 2V = — 65°, e quarzo em grãos irregulares, em mesostasis.

O feldspato potássico-sódico, ou ortósio-sódico, forma a zona exterior dos plagioclásios.

Lâmina n.° 48.

Amostra colhida da intrusão diabásica, que aflora na estrada de Porto Ferreira para Ribeirão Preto, a 11,5 Km da primeira localidade, e na altitude de 555 metros.

A estrutura é porfirítica, de acordo com a composição de plagioclásios de An46 no centro do An38 nas bordas.

Os plagioclásios têm, como a maioria dos plagioclásios dos porfiritos diabásicos, os envoltórios de ortósio sódico, que, se bem que completamente ligado ao plagioclásio, é distinguido nitidamente pela sua refração menor. 2V dos ortósio-sódicos oscila entre — 42° e — 64°.

300 B R A G A N T I A VOL. I l l

É notável a presença de faialita com 2V = 50° e Nm = 1,79, em grãos com contornos irregulares.

A mesostasis ocorre em forma de micropegmatita que passa gradualmente para os feldspatos potássico-sódicos das zonas exte­riores dos plagioclásios.

A apatita em prismas alcança o diâmetro de 0,06 mm.

As rochas de composição semelhante são muito abundantes na

província de Latium da Itália e são classificadas por Johannsen como l a t i t o s . Mais adiante, voltaremos a esse paralelismo notável entre os nossos diabásios e as rochas sódicas.

L â m i n a n.° 61 .

Orla direita do Rio Piracicaba, 100 m aproximadamente águas abaixo da ponte da estrada Campinas — Limeira, e alguns metros a noroeste do contacto com o arenito permiano interglacial.

Um dique possante é cortado aqui pelo rio Piracicaba num nível de 500 metros, mais ou menos.

O rumo do dique é paralelo ao rumo da faixa permiana que é aqui norte-este-norte, aproximadamente.

A parte central do dique é um diabásio de grão grosso, pas­sando gradualmente até um basalto preto afanítico perto do con­tacto.

A distância entre a parte central e o contacto é de 100 — 200 metros.

As dimensões e condições geológicas são iguais às do dique de Laranjal, e a composição mineralógica e caraterísticas petro-gráficas também quase idênticas.

A composição de plagioclásios em parte intermediária entre a parte central e a lateral do dique é de 60 — 64% An no centro dos fenocristais, e de 53 — 55° An nas bordas. 2V = + 78° no centro que corresponde a 59,5% An segundo Berek.

As hemitropias utilizadas para medições eram as de Albita-Karlsbad.

Os piroxênios têm Ng — Np = 0,024.

É impossível determinar-se exatamente o ângulo entre c e Z por falta de clivagem nítida e paralela.

A estrutura do diabásio é intergranular.

L â m i n a n.° 67.

A 7 Km a leste de Itaí. Esse diabásio, um dos mais leves do Estado de São Paulo, pelo seu peso específico 2,66, forma uma saliência no planalto, com a altitude de 630 m.

1943 BRAGANTIA 301

O grão muito grosso indica uma estrutura porfirítica, que corresponde à composição mais ácida dos plagioclásios.

Nos centros dos plagioclásios a composição se encontra ao redor de An 4 7 .

Muitas vezes a estrutura variável do plagioclásio, mas sem zonas nítidas no meio, passa bruscamente as duas zonas exteriores, bem delimitadas.

Neste caso, a zona intermediária é formada pela sanidina com 2V = 0, e a zona exterior pelo anortósio com 2V = — 40° .

Os piroxênios têm os cristais idiomorfos, mas as linhas de clivagem são muitas vezes um pouco curvadas, como nos proto-clases, e não permitem uma determinação exata das constantes óticas.

Aproximadamente Z A c = 38° e 2V = + 34° . A magnetita ilmenítica aglomera-se na maior parte nas bordas

dos piroxênios.

Lâmina n.° 69.

Intrusão diabásica a 2 4 Km a noroeste de Jacupiranga, na estrada para Xiririca.

Essa amostra apresenta um interesse particular, devido à proximidade das rochas nefelínicas de Jacupiranga.

A estrutura da rocha é intermediária entre a ofítica e por­firítica, porque os plagioclásios são idiomorfos, mas os piroxênios na maior parte se amoldam aos plagioclásios e têm as clivagens com paralelismo um pouco deslocado.

Entretanto, em indivíduos hemítropos com o eixo de hemL tropia «c» observa-se a largura reduzida normalmente a (100).

Como corresponde à estrutura intermediária entre duas mais importantes estruturas das rochas basálticas, ofítica e porfirítica, a composição dos plagioclásios nas partes centrais dos fenocristais oscila entre An 53 — An 5 6 .

O piroxênio com um pleocroismo fraco, dificilmente observável nas lâminas de espessura de 0,02 — 0,003 mm, tem 2V que oscila entre 30° — 60° e Ng — Np = 0,027.

O mineral opaco mostra alguma secções octaédricas que são uma prova da magnetita, com grande probabilidade de mescla ilmenítica.

Os minerais acessórios são : viridita, horneblenda marrom e apatita.

Lâmina n.° 78.

Manto de 5 0 metros de espessura, na altitude de 8 9 0 — 9 4 0 metros, a 2 0 Km de Sacramento, na estrada para Araxá.

302 BRAGANTIA VOL . Ill

A estrutura da rocha é ofítica, com os plagioclásios idiomorfos, mas encontram-se alguns raros plagioclásios muito maiores em tamanho do que os plagioclásios que formam a parte maior segundo o volume total ocupado pelos mesmos.

Os pequenos plagioclásios, mais numerosos, têm a composição An 5 4 — 5 6, com 2V = 75°, que corresponde a An54 segundo Berek.

O plagioclásio grande, único na lâmina, tem a composição An 4 5 no centro e An58 nas bordas, formando uma hemitropia segundo Karlsbad.

A parte central forma um elipsóide muito bem conservado.

Ao contrário, o manto exterior do elipsóide tem os contornos curvilíneos, com os piroxênios e magnetitas ilmeníticas entre as saliências. Evidentemente, durante a migração subterrânea do magma, os grandes cristais de plagioclásios ficaram introduzidos nos magmas de basicidade maior e em parte revolvidos.

No início da cristalização do magma básico, formaram-se os mantos mais básicos ao redor dos plagioclásios ácidos.

L â m i n a n.° 107.

Amostra tomada 8 Km a oeste de Ponte Grossa, Paraná.

Os diabásios têm a estrutura ofítica, de acordo com a com­posição dos plagioclásios : An 6 o — An64 nas partes centrais e An39

— An5i nas bordas. Hemitropias observadas : Albita-Karlsbad, Baveno direito, Karlsbad.

O piroxênio tem Ng — Np = 0,023, determinado pela com­paração com a birrefringência do plagioclásio.

COMPARAÇÃO COM ÁFRICA DO SUL

A maior parte das rochas basálticas estudadas pertence ao território do Estado de São Paulo, mas as nossas conclusões nestes estudos abran­gerão uma área muito maior.

Calculando conservativamente, Guimarães ( S ) avalia a extensão das rochas basálticas em 680.000 quilômetros quadrados entre o Tri­ângulo Mineiro e o Estado do Rio-Grande-do-Sul.

Baseando-se principalmente nas análises químicas, recalculadas para os valores de Niggli, Scorza (19) considera que as eruptivas básicas do Meio Norte, do Brasil Meridional e do Roroíma pertencem a magmas semelhantes.

Consideramos que o critério petrográfico fornece os dados suficientes para resolver esta questão interessante, e que as análises químicas, ainda que em forma dos gráficos de Niggli, muito em voga atualmente, determinam o parentesco dos magmas de forma somente aproximada.

1943 B R A G A N T I A 303

Um exemplo da incerteza que produz o estudo das análises químicas são os trabalhos, aliás excelentes e já várias vezes citados, de Walther (11) sobre os eruptivos básicos afro-brasileiro-argentinos.

No seu primeiro trabalho, Walther (3), na base de 25 análises quí­micas, coloca estas rochas entre as andesitas e basaltos.

Em seu trabalho mais recente Walther (11) admite o parentesco alcalínico de nossas rochas, como possível, dizendo, porém, que falta ainda a prova conclusiva deste parentesco.

O estudo das rochas, por intermédio do método Fedorow, fornece os detalhes que revelam os processos genéticos dos minerais-componentes, como já demonstramos por vezes durante a descrição de várias amostras.

Para caraterizar uma rocha é sumamente importante observarem-se os detalhes do processo de formação dos minerais-componentes.

Com algumas exceções, observamos, como uma regra geral, a composição dos feldspatos de um centro básico com a passagem gradual para um envoltório ácido.

Podemos estabelecer as estreitas relações genéticas entre alguns gabros da faixa cristalina, os diabásios e os meláfiros do interior, exclu­sivamente na base do estudo petrográfico.

Ao contrário, as análises químicas destas rochas poderiam conduzir à admissão de dois diferentes magmas, que originam estas nchas , um andesítico e outro basáltico.

Diante disso, opinamos que as eruptivas básicas do Brasil Meridional, do Roroíma, do Meio Norte e de numerosíssimas ocorrências intermediá­rias, originaram-se do mesmo magma.

Pode-se mesmo fazer uma tentativa de estender nossas conclusões fora do Brasil.

Desde o aparecimento do livro de A. Wegener (20) no ano de 1915, discute-se muito sobre a identidade das rochas básicas da América do Sul e da África do Sul.

Em sua obra, "The Geology of South Africa", Toit (21) escreve (pg. 14) : "Fortifica-se a evidência para sustentar a hipótese de Taylor e Wegener de que a América do Sul, África, índia, Austrália e Antártica formaram as partes do grande continente Austral "Continente de Gond-wana"

Entretanto, a evidência petrográfica fornecida por^Toit é insu­ficiente.

As páginas 3 3 0 — 3 3 1 , do mesmo livro, tratam das estruturas e dos minerais dos doleritos, diabásios, taquilitos, gabros, noritos, trocolitos, picritos, dioritos e quarzo-doleritos sulafricanos.

Essa descrição, que toma duas páginas, poder-se-ia estender à maior parte das ocorrências das rochas basálticas-gabróides, africana, ameri­cana, européia, etc., mas as diferenças ficariam ocultas.]

Toit (21) cita também (pg. 513-517) algumas análises químicas novas das rochas básicas, mas já demonstramos que as análises químicas

304 BRAGANTIA Vou Ill

permitem distinguir entre as categorias principais das rochas eruptivas, mas fracassam ante a necessidade de caraterizar as variedades das rochas basálticas.

Uma descrição petrográfica melhor, das rochas básicas, se encontra na obra "Die Diamantenwueste Suedwest-Afrikas" de Kaiser (12) (pg. 213-216) , onde K. Willmann trata de Karroo-doleritos do Namib do Sul.

Na descrição reconhecemos todas as variedades principais de nossas rochas, mas falta a composição porcentual dos feldspatos.

K. Willmann (12) cita entre os plagioclásios, o labrador, bitownita, labrador-bitownita, andesina e oligoclásio e menciona a presença de ortósio.

Como não há citação alguma de caraterísticas óticas dos ortósios é impossível dizer se se trata dos ortósios sódicos, por encontrada.

Igualmente, a descrição dos piroxênios é muito fragmentária. Encontramos o fraco pleocroismo dos nossos piroxênios também

nos piroxênios de Namib, porém isto é tudo. Nenhum dado numérico e nenhuma nota sobre a dispersão carate-

rística dos piroxênios, que permita facilmente distinguir algumas varie­dades deste mineral, sem efetuar as medições óticas, foi encontrada.

O método de Fedorow foi utilizado por Leinz em seu trabalho «Ein Beitrag zur Kenntnis der Gesteine von Angola" (13).

Leinz (13) não menciona o método de determinação dos feldspatos por êle utilizado, porém determinações de feldspatos com a exatidão de um porcento da composição mineralógica não são possíveis com outros métodos mais antigos.

Ainda que em muitos casos tenham sido as composições dos feldspatos determinadas só aproximadamente, é possível traçar os paralelos entre as eruptivas básicas sulamericanas e de Angola, com maior nitidez, que em base das pesquisas sulafricanas, mencionadas anteriormente.

Existem em Angola, de acordo com Leinz (13) : 1. Basalto sem olivina de estrutura ofítica, com plagioclásio

An6 5, piroxênio c : Z = 50° e magnetita abundante. Idade : pre-Karroo.

2. Basalto olivínico com plagioclásios A n 5 5 e magnetita, de estrutura porfírica, raramente ofítica. Idade presumidamente: Karroo.

3. Diabase quarzífera com An 5 5 , augito com c : Z = 48° , bronzito, quarzo e minério.

Leinz (13), de acordo com Monta e O'Donnell (14), considera o basalto sem olivina mais antigo do que o basalto olivínico em vista da decomposição principiante dos feldspatos e uralitização dos augitos do primeiro.

Eis o que escreve Leinz (13) : "E típico para os basaltos olivínicos a boa conservação dos componentes e a falta das deformações mecânicas ».

1943 BRAGANTIA 305

Consideramos, pelas analogias com as nossas rochas, que qs basaltos de Angola pertencem a um só período geológico, com diferenças de idade que não superam os intervalos entre as fases de um período eruptivo.

Em muitos pontos do Estado de São Paulo observamos os diabásios com os feldspatos decompostos, e as deformações mecânicas na mesma ocorrência com os diabásios perfeitamente conservados.

Notamos várias ocorrências em que as augitas ficaram deformadas pelas forças mecânicas de cristalização, sem, entretanto, afetar a rocha no seu todo.

A perfeita conservação dos feldspatos existe em rochas arqueanas e não pode ser utilizada como a prova da idade das rochas.

Com referência à olivina, notamos em várias ocorrências do Estado de São Paulo, originadas pelo mesmo magma, as eruptivas básicas com olivina e sem olivina.

É caraterístico em geral, que a olivina, caso se encontre presente, não ocupa tanto volume como os plagioclásios ou as augitas.

Leinz (13) não menciona a percentagem de olivina nos basaltos olivínicos de Angola.

Presumimos que a olivina não é predominante, nem tampouco pode equivaler aos plagioclásios pela parte volumétrica que ocupa no volume total da rocha.

Pela falta dos dados de refração, birrefringência, dispersão e loca­lização dos eixos óticos não se pode dizer qual variedade de augitos predomina nos eruptivos básicos de Angola.

Tomamos a liberdade de supor que se trate da pijonita, com o ângulo de eixos óticos que oscila entre 0 — 50°, refração média de 1,680 — 1,715, birrefringência de Ng — Np = 0 ,023 — 0,027 e o ângulo do eixo ótico de maior dispersão, com c = 18° — 25° .

É um fato importante, que os basaltos, quarzo-diabásios, gabro e anortositos se encontram na região cristalina dos gneisses, granitos, xistos micáceos e filitos de Angola.

Aqui temos um paralelismo notável com as ocorrências na zona cristalina da América do Sul.

Em direção oeste os representantes de nossas eruptivas básicas estendem-se até a zona preandina.

Os estudos de G. Bodenbender (15) comprovaram que os eruptivos básicos de la Sierra de los Condores, até há pouco considerados como terciários, na realidade pertencem à idade triássica.

A determinação petrográfica destas rochas foi efetuada por Ph. Kuenen, com o método de Fedorow :

Dolerita traquítica. Os plagioclásios geminados segundo Albita-Esterel, Albita, Karlsbad-A, têm as composições An 2s — An35, mas Ph. Kuenen admite a inexatidão destes limites em vista da zonalidade dos plagioclásios. O diopsídio-augita tem o ângulo de extinção máximo de 45° . A-de-mais, notou-se a presença de

3 0 6 B R A G A N T I A V O L . I l l ? .

aegirino-augita, anfibólio basáltico, apatita e minerais secundários, calcita, calcedônio e analcima.

2. Basalto olivínico. Os fenocristais são somente de olivina, em parte serpentinizada nos bordos e nas gretas. Em mesostasis : diopsídio-augita com a extinção de 45°, ortósio, vidro, biotita fortemente pleocróica, olivina, apatita e magnetita.

Se a comparação dos eruptivos básicos sulamericanos e sul-africanos é possível somente limitando-se a alguns poucos lugares melhor estudados, somos mais felizes fazendo a comparação geológica destes eruptivos, utilizando-nos da obra excelente, já mencionada, de Toit (21), sobre a geologia sulafricana.

Esta comparação fornece a possibilidade de trazer luz sobre o pro­blema interessante da origem das nossas rochas básicas.

Na Africa do Sul os basaltos intrudem e cobrem o arenito de Cavernas, que é parte sedimentária superior do Sistema de Karroo.

O arenito de Cavernas é de origem eólica como o nosso arenito de São Bento, e igualmente da idade triássica.

O arenito de Cavernas, como indica o nome, forma nos seus aflo­ramentos numerosas cavernas e as formas bizarras de torres e morros com as paredes verticais.

Esta tendência observa-se também em arenito de São Bento, porém em muito menor grau, por causa do clima úmido do Brasil Meridional em comparação com o clima quase desértico da Africa do Sul.

A extensão extraordinária dos depósitos eólicos triássicos da América do Sul e da Africa do Sul, supera em superfície qualquer depósito aquático com exeção de depósitos marítimos.

Os depósitos marítimos são os maiores pela extensão e pela espessura, porém diferem muito dos depósitos eólicos pela lentidão de sua formação.

Na zona costeira dos mares podem formar-se rapidamente as camadas espessas de seixos e de areias grossas, mas estas camadas são limitadas à estreita faixa litoral de algumas dezenas de quilômetros de largura.

 distância de 100 — 2 0 0 Km da costa já se precisa um período geológico para a formação de alguns metros dos argilitos ou arenitos finos.

Em comparação com esta deposição lenta, os depósitos eólicos têm caráter muito diferente.

Durante a erupção do vulcão Descabezado, no ano de 1933, a cinza transportada pelo vento de oeste cobriu a zona precordilerana, na super­fície de 2 0 0 0 0 Km quadrados, aproximadamente, por uma camada de 0,2 m. de espessura média, que fornece em total, uma massa de. . . . 4 .000 .000 .000 toneladas de cinzas.

Os ventos de verão de oeste em Patagônia, que sopram durante meses com pequenos intervalos, com uma força extraordinária numa faixa de centenas de quilômetros de largura, transportam uma massa de

1943 B R A G A N T I A 307

argilas, areia e pedras, muitas vezes maior do que a quantidade indicada de cinza vulcânica.

Na Patagonia, a maior parte da massa transportada fica submersa no mar, sem possibilidade de retorno ao continente no período geológico atual.

No início do período postglacial, quando ficaram submetidas à ação eólica as morenas da zona andina e subandina, o transporte devia ser ainda maior do que atualmente.

O continente ficou aliviado e a parte próxima do Oceano Atlântico recebeu quase todas as camadas sedimentares, levantadas pelos ventos.

Assim aumentou o desnível entre o mar e a terra. Darwin (16) foi o primeiro que observou no litoral da Patagônia os

fósseis marítimos de organismos pleistocênicos levantados até a altura de 100 metros.

Muito tempo depois, nos anos de 1901 — 1903, J. G. Andersson (17) calculou em 7 0 — 117 metros o afundamento das Ilhas Malvinas, no tempo postglacial.

Assim, o levantamento do continente correspondeu ao afundamento igual da zona marítima.

Não é possível avaliar o afundamento do continente sulamericano e sulafricano no período triássico com a exatidão usada para os movimentos iguais pleistocênicos calculados, por exemplo, em Fennoskandia em milímetros, mas com bastante certeza podemos afirmar que o afundamento alcançou algumas centenas de metros, baseando-se em quantidade de eruptivas brotadas pelo referido afundamento.

Segundo White (5), na Serra Geral, a espessura mínima dos derra­mes basálticos está acima de 6 1 0 metros, sem incluir a parte erodida.

Segundo Toit (21) a espessura máxima das lavas do sistema de Karroo é de 1500 metros, observado em Mont-aux-Sources, em Natal.

Essas cifras devem ser muito superiores à espessura da camada magmática do interior da terra, porque o magma durante a erupção se acumula ao redor das gretas, mas as dimensões das massas eruptivas indicam a espessura de 4 0 0 — 5 0 0 metros da camada magmática antes da erupção.

Parece improvável que o arenito de São Bento de 265 metros de espessura máxima e de peso específico de 2,2 •— 2,3 pudesse desalojar uma camada magmática do peso específico de 3 —• 3,5 e da espessura de 400-500 metros.

Entretanto, devemos tomar em consideração que o arenito eólico triássico era somente uma capa de uma série enorme de sedimentos, que se inicia com os tilitos de Gondwana.

Toit (21) calcula em 7 1 0 0 metros a espessura do sistema de Gond­wana na Africa do Sul, descontando as lavas basálticas superiores.

A espessura máxima observada dos depósitos do mesmo período geológico no Brasil Meridional é de 1700 metros.

3 0 8 B R A G A N T I A VOL. I l l

A espessura maior dos sedimentos da África do Sul corresponde proporcionalmente à maior espessura das lavas basálticas triássicas.

As erupções tinham todas as formas de um cataclismo de enormes extensões.

Entre os numerosos diques e «sills» que ainda agora manifestam o tamanho extraordinário da catástrofe geológica não se encontra resto algum de vulcão.

Os vulcões são instrumentos demais insignificantes para efetuar um transporte da camada magmática de 1.000.000 quilômetros quadrados e de 4 0 0 — 5 0 0 metros de espessura para a superfície.

E possível que as erupções se iniciaram por alguns pontos, mas as fendas eruptivas formaram-se rapidamente para dissolver em correntes magmáticas os canais cilíndricos isolados de vulcões iniciais.

Na África do Sul, excepcionalmente, conservaram-se restos de vulcões, observados em número de 170 entre Steynsburg e Memel, mas, em geral, as erupções, por intermédio das fendas, tinham papel muito mais predominante.

O estudo detalhado das erupções basálticas sulamericanas e sul-africanas esclarece muitos problemas ainda obscuros sobre as condições do magma no interior da terra.

A idéia da camada magmática líquida fica eliminada, porque uma acumulação sedimentária enorme durante o período de Gondwana acima do líquido, ainda com a intercalação das formações preqondwânicas, seria impossível, sem produzir as erupções vulcânicas.

O magma conservou, entretanto, bastante plasticidade, para pene­trar na capa sedimentária e gradualmente abrir as fendas até a super­fície da terra.

O estado intermediário, entre a consistência do cristal formado e o líquido, explica a presença dos fenocristais, que nasceram antes de começar as erupções.

Com a pressão diminuída decresceu a viscosidade do magma, oca­sionando a reabsorção dos cristais já formados.

O afundamento da parte americano-africana do continente Gond­wana por 400 -500 metros não ocasionou transgressão marítima alguma, porque a altitude absoluta do continente era, provavelmente, muito superior ao ressalto do movimento vertical ocorrido.

Segundo de-Geer a ascensão da Escandinávia no tempo post­glacial superou 3 0 0 metros e ainda continua.

Em vista da extensão enorme e da espessura total dos tilitos de Gondwana devemos admitir a maior espessura da coberta glacial gond-wânica e o maior tamanho da ascenção potsglacial gondwânica, em comparação com a Fennoskandia.

Aliás, na realidade, não se tratava do afundamento total : aos 4 0 0 — 5 0 0 metros de afundamento das camadas sedimentarias correspondeu a aparição, na superfície de terra e dentro das camadas próximas à

1943 BRAGANTIA 309

superfície, das camadas basálticas, intrusivas e efusivas, de espessura de várias centenas de metros.

Concluindo, queremos ressaltar as conclusões seguintes: 1. As rochas básicas triássicas do Brasil dividem-se em três tipos

distintos: meláfiros, diabásios e gabros. Em geral, os meláfiros distinguem-se pela sua porosidade e maior

acidez dos plagioclásios. Como exceções existem os diabásios com labradoros e com poros

abundantes (exemplo: camada superior diabásica das Sete Quedas). A classificação em diabásios e augita-porfiritos na base de estrutura

ofítica e porfirítica se refere somente às rochas estreitamente ligadas pela sua gênese, e deve ser usada apenas como uma subdivisão do tipo principal de diabásios.

Os três tipos principais produzem 3 tipos diferentes da terra-roxa :

a) Os meláfiros se desagregam mais rapidamente pela sua porosidade e pela abundância de minerais componentes calcíferos secundários ;

b) Os diabásios fornecem as melhores variedades da «terra roxa» pela sua composição mais básica e pela abundância dos micrólitos de apatita ;

c) Os gabros são de maior resistência à decomposição atmos­férica e fornecem ao solo quantidade maior de potássio e sódio do que outros tipos.

2. Aplicados separadamente, os tipos e subtipos das rochas basál­ticas podem ser utilizados como camadas-guias para a localização de falhas, que são o elemento principal da tectônica do Estado de São Paulo.

3. A análise petrográfica estabelece as relações genéticas estreitas entre os diabásios e os meláfiros do Brasil Meridional e alguns anortósio-gabros da Serra da Mantiqueira e da Serra do Mar.

Esses gabros são as rochas intermediárias entre os gabros normais e os essexitos.

D. Guimarães escreve ( 5 ) : «E.P. de Oliveira admite a idade jurássica para as formações vulcânicas da Mata da Corda ; a ser exata esta presun­ção, as rochas alcalinas seriam contemporâneas do magma basáltico».

Os gabros intermediários são rochas de grande extensão e pela sua composição mineralógica e química distinguem-se nitidamente dos gabros normais, ficando à mesma distância dos essexitos.

O nome «anortósio-gabro» ressaltaria o componente mineral mais caraterístico desses gabros. Nós os chamamos boca iuv i tos .

4 . A composição mineralógica das rochas basálticas triássicas do Brasil demonstra que estas rochas provêm de uma camada básica magmá­tica de extensão extraordinária, que atravessa os limites orientais do continente sulamericano.

AGRADECIMENTOS

O autor deixa aquí consignados seus agradecimentos ao sr. J. E. de Paiva Neto pelas sugestões apresentadas e pela crítica do original.

S U M M A R Y

Physico-chemical and mineralogical studies of the soils of the São Paulo State by the Soil Division of The Agronomical Institute proved the ex is tence of different violet soils in South-Brasil and its origin from basa l t ic rocks .

T h e Brasilian denomination "terra r oxa" is already many times translated to " red soil", which is inexact , b e c a u s e the colour " r o x a " corresponds to "violet" in English.

W e must insist on the perfection of Brasil ian expression, which gives the shortest and the best characterist ic of the true violet soil, derived through the decomposition of basalts and diabases in the São Paulo State. The term "red soi l" originated much confusion, because there a re in this state many "red soils" of different origins, but the true violet soil is guite unique.

The violet colour of this soil appears very beautifully on the c lean fields above the diabase hills at the distance of some hundreds of meters .

In the state of complete dryness the violet soil becomes coffee brown, but never gets a r ed colour.

The violet soil is the best soil of South Amer ica , on the contrary the red soils, which are mostly lateriüc, a re bad soils.

Some exceptions, do exist, of course .

The basalts produce laterites and other r ed soils of better qualities.

With the purpose to contribute to the study of the violet and the red soils the present essay was made, describing the bas ic rocks of South-Brasil, as mother rocks of soils.

The bas ic monograph of Djalma Guimarães "Magmatic Province of South-Brasil" (5), many times mentioned in the petrographic literature, definitively establ ished the prin­cipal types and the mineral-components of triassic bas ic rocks in South-Brasil .

W e have found some varieties of bas i c rocks, not yet known, but considered important for the question of violet and red soils.

To soil s c i ence we consider of importance the discovery of acid melaphyres without labradors, which a re essential for all other basal t ic rocks, with except ion of most bas i c and extreme types.

These melaphyres have oligoclases and andesines, as its principal components, and are outcropping in many points of the Botucatu sandstone zone, from Franca up to Pirajú in São Paulo State.

The melaphyres of F ranca and Pedregulhos appear on a high "pla teau" with the orientation NNW.

In this direction the plateau is about 5 0 km long and in W S W direction about 2 5 km wide.

The slopes are very dissected, showing numerous b ig outcrops of melaphyrs, which rarely outcrop on the surface of the plateau, b e c a u s e the plateau is covered by variegated sands and sandstones.

Above all, in isolated patches, appear loose, conglomeratic beds, never above 1 — 2 mt, with decomposed basal t ic pebbles , and eo l ic sands.

These eol ic sands are of much later a g e than the S. Bento sandstone below, which contains the melaphyres, b e c a u s e be tween the eol ic sands above and the latest melaphyres the variegated sandstones and sands were deposited.

These sandstones have argi l laceous cement and are very similar to Baurú sandstones in Rio Preto district.

Our melaphyres were not yet analyzed chemical ly , but the predominance of more acid plagioclases in relation to the diabases a n d the augite-porphyrites indicates more acid genera l composition.

W e explain it by the separation of more bas ic part of the primitive basalt ic magma in the depth, where the already formed augites and bas ic plagioclases remained.

Thus, the plutonitic phase of the magma, which originated the melaphyres, must have more bas ic plagioclases.

The search for these plutonites was directed to the cristalline zone of gneisses and schists, where the magmatic channels were discovered to the depth of several kilometers by the erosion.

In the Bocayuva district of the Paraná State several big outcrops of gabbroid rocks were found.

By microscopical examination we discovered the same absence of dinamometamorphic stresses which is the best characteris t ics of all triassic basal t ic rocks in our region.

In some sections we found some bending of augites and plagioclases, which are com­mon in many diabases and augite-porphyrites. Evidently these bendings happened during the eruption. In no ca se could these bendings b e the result of dinamometamorphism.

The mineralogical composition of these gabbroid rocks is very singular.

They have the same augites which a re found in diabases, augite-porphyrites and melaphyres.

The characterist ic angle of these augites c Ù Ng is about 4 2 ° — 4 4 ° 2 6 ' , as determined by D. Guimarães (5) in different samples ga the red in the States of S. Paulo, Paraná, Santa Catar ina and Rio G r a n d e do Sul.

For the determination of this ang le we used the Fedorow stage and we found that in all our rocks the augites form twins, with Nm common for both parts and Ng of one half coinciding with Np of other half.

In such a ca se c Ù Ng = 4 5 ° .

However there are many instances of b ig variations in optical properties of augites

in the same sections. The biggest variations happen with the ang le 2V, which gives the angles 0 ° — 5 0 °

in one section of the same rock. But these variations happen in all basal t ic rocks , from plutonites to extrusives.

The plagioclases, with A n 4 7 — A n 6 0 , g ive poiki l i t ic texture, be ing included in b igger crystals of anorthose, with 2 V = — 5 4 ° .

The olivine in b ig rounded grains, only slightly altered, is always present.

As accessory minerals are b ig well formed prisms of apatite, ilmenitic magnetite and brown biotite.

W e dvssDvsrai big outcrops of ths satro gabbro id e rocks near São Bento do Sapucaí in the cristalline belt .

The only difference is in somewhat sl ighter basidity of plagioclases, which have An 4 4 — Ansg.

By mineralogical composition these rocks a re be tween gabbros and essexites. The next rocks would b e shonkinites, which differ by the p resence of orthoclase and

nepheline, and small amount of plagioclase .

Thus we must introduce a new term, cal l ing this rock b o c a i u v i t e by the p lace where a re the biggest and the most character is t ic outcrops.

It seems difficult to put the b o c a i u v i t e s , with its sodic tendency, in the basal t ic family of rocks, but there are no other plutonic phases in the crystalline belt, which would b e neare r to our diabases.

W e must have in view the anortosic rims of plagioclases in our augite-porphyrites, which have also sodic tendencies .

The essexites are common in. the South-Namib (12) , appearing as the central parts of biggest dikes of monchiquites.

Unhappily the petrographic description of these essexites does not give the optical constants of its ortoclase, and we do not know if this ortoclase is sodic.

Very probably they are sodic by its genet ic relations to monchiquites.

Little can b e said about the part of b a s i c rocks in the development of the orography and hidrography of crystalline zones, but in the rest of territory the bas ic rocks give to the surface its main characterist ics.

It is well seen in the São Paulo State . There the bas ic rocks r eached the surface by two systems of faults.

O n e system runs parallel to the limit of the crystalline belt, changing its direction from East-West in the South of the State to North-South in the North.

The biggest diabasic dikes be long to this system.

The other system has its faults d i rected normally to the first.

These faults show very clear ly that the Paraná basin is the result of regional subsidence by step-faults.

The similar step-faults can b e observed on Mato-Grosso side of the Paraná river and we have little doubt about the extension of this system to the basin of Paraguay river, more to the West .

The step-faults of b igger system, which run paral le l to the limit of crystalline belt, have generally its downthrow on the side contrary to the crystalline formations.

There are some exceptions of this rule.

The Botucatu sandstone blocks are separated by faults, which have its downthrow on the side of older Passa Dois formation, but these faults have always little vertical dis­placements .

The biggest rivers, Paraná and Paranapanema, flow parallely to biggest faults but the affluents, as Tietê, cross these faults normally.

The eruptions occur red in ext reme plains, through faults and fissures.

The elimination c f lava was difficult and the channels of eruption were closed b y hardened lava after the first outbreak.

The magma of following eruptions penetra ted mostly in the São Bento sandstone, forming extensive sills.

Obviously the sills in lower strata must b e rare, as the magma had much more resis­t ance there, in view of the pression of overlaying formations.

Almost in all borings of S. Paulo State , which r e a c h e d in some cases the considerable depth of 1 6 0 0 — 1 8 0 0 mts, the d iabase was encountered in the whole extension of borings, but no sill of b igger dimensions was met below the S. Bento sandstone.

Mostly the diabase in biggest depths was in form of dikes.

313

The diabasic intrusions and lavas strengthened the S. Bento sandstone, which resisted t h e following erosion much better as older formations.

Most of high plateaus in South-Brasil with abrupt sides are formed by S. Bento sand stone with diabasic or silicified layer.

Excepting the predevonian metamorphic belt all narrow valleys with abrupt sides are located in S. Bento sandstone region.

By the different resis tance against the erosion is easily explained the broad lower plains of 5 0 0 — 5 5 0 mt altitude, on Passa Dois, Tubarão and Itararé formations, be tween high plateaus in the west and the crystalline coastal elevations in the East.

It is general ly admitted that all differences of chemica l and mineralogical composition of eruptive rocks come from chemica l variations of the magma, which produced these rocks.

There are now established as many kinds of magma as magmatic rocks.

The differences of structure are mostly expla ined by modern thermal diagrams, based on enormous number of experiments.

To apply these diagrams for our rocks we must assume that in the nature the elements which form different combinations known as rocks are kept together during the whole forming process as they are kept in the furnace of the laboratory.

It would b e the ca se of a guite isolated subterranean chamber , with no connections either with lower reservoirs or earth surface.

O n the contrary, the basal t ic eruptions were the product of an enormous network of aults and fissures, which the magma crossed during the process of crystallisation.

W e mentioned already melaphyres, which were the product of the liguid part of the magma, after the separation of more bas ic crystals.

By the use of the Fedorow stage it was discovered that in most samples of diabase or augite-porphyrites the plagioclases of the same generat ion and dimensions have different chemical composition.

The differences in the case of plagioclases r each sometimes 1 0 — 2 0 % An, which is much above the errors of the Fedorow method.

Evidently in diabases, augite-porphyrites and melaphyres we have mechanica l mix-ures.

In other words many times the crystals were separated from the mother solution and mixed with a solution of other composition.

The Fedorow stage permits easily observe that most pyroxenes and plagioclases have rounded edges.

Genera l ly such rounded edges are explained by magmatic reabsorption, and in some instances it is guite true.

The diabasic magma during the eruption was heavily cha rged with crystals and its liguid part was very near the solid state.

It is proved by no chemica l action or very slight chemica l action on the sides of trans­porting channels .

Only rarely the contact zone is several meters thick.

In every such ca se it is a contact of a big reservoir, where the magma remained till the solidification, or we have an instance of hydrothermal postvolcanic action.

In such a half-solid magma no chemica l differentiation was possible.

In biggest sills and dikes of S. Paulo State we co l lec ted numerous samples at regular intervals normally to the sides of the intrusions.

In many cases we discovered evident changes in the structure of the rock, and in the mineralogical and chemica l composition of the samples of the same intrusion, but the detailed geological investigation always showed that the changes come from different phases of the eruption, and a re not the result of differentiation.

Different may b e the c a s e of b o c a i u v i t e s , which have consolidated as plutonitic masses far below the surface of the earth.

The eruption b e g a n in the depth of many thousands of meters. In this depth the magma was more liquid and gaseous and could absorb completely

the fragments of crossed rocks. The deepest strata, crossed by basalt ic magma, were glass of acid composition, in

half solid state, which readily was absorbed by moving basalt ic magma, giving the more acid andesitic augite-porphyrites which in all diabasic dikes occupy the central parts, or cross the previously consolidated diabas ic sills.

W e admit the exis tence of many magmas of different chemica l composition, but most of these secondary magmas were the products of mechanica l mixing during the eruption of one magma, contaminated by one or two glasses in half liquid state; once consolidated as eruptive rocks the magmatic mixtures left no other t races.

The basalt ic permotriassic eruptions by its extraordinary development supply the best evidence for the problem of the causes of volcanic action.

The accumulation of glacial-lacustrine and eolic deposits during the permo-triassic time r eached a total thickness of thousands of meters and was the cause of a subsidence of corresponding dimensions.

There was one important factor which transformed this subsidence in a catastrophe of except ional grandeur.

Genera l ly the accumulation occurs in geo-sinclinals between parallel ridges, where the pressed magma reaches the surface through channels in the form of volcans, which are the safety valves of magmatic kettle.

There were no safety valves in the enormous Gondwana Continent, inaccess ib le for tectonic disturbances during the long permotriassic period, with exception of some little parts at its borders.

The loading of this continent occurred in very different manner, when compared to deltaic or sinclinal sedimentation, which general ly have big changes of thickness on the belts of several kilometers broad.

The water-currents, marit ime or continental, are steady.

On the contrary, the eol ic deposits, which were the last load on the Gondwana Con­tinent, covered it in large overlapping zones, with many changes of direction of wind during every year.

There were no mountains which could accumulate blown sands in belts. Such belts by subsidence and consequent lateral movement of magma, as estipulated

by isostatic theory, would gradually reestablish the ba l ance of crustal forces. The magma found the e scape in vertical faults and fissures almost simultaneously

over the shole continent.

W e had not sinking and rising blocks of isostatic mutual displacement. The sinking and rising movements happened in the whole continent. The sinking part were the Gondwana sediments and the rising the basic magmas. At first appeared melaphyric lavas, leaving behind heavier magma. There was no lacking of volcanic gases, which opened the fissures for the oncoming

lava.

W h e n the eruptions of gas ceased and the expanding lavas closed the issues, as it was explained before, the subsidence of the continent continued some time more by the impulse taken.

In this last period of subsidence the lighter sediments sank deeper in he avier magma and the diabasic sills were intruded.

The difference of load on continental b locks explains the beginning of continental subsidence but cannot explain all phenomena correlated.

The vertical displacement of magma instead of lateral, explains naturally the positive gravity anomalies over deltas, which the isostatic theory cannot explain.

The oscillations of the level of the sea are well understood as the result of the sinking of l ighter mass in heavier magma by inertia and later regaining of ba lance .

Also many if not most part of volcanic outbreaks have its cause in the gravity pressure of the crust of the earth on the magma.

The magnetometric crossection of S. Paulo and Mato Grosso States (18) shows the gradual increase of the vertical component from the crystalline belts of both states toward the axis of Paraná basin.

The subsidence near this axis was the greatest and consequently the biggest a re there bas ic intrusions.

The base of S. Bento sandstone comes there down to the 8 0 mts level above the sea .

In the North of the S. Paulo State the total thickness of eruptive sills is about 1 2 5 - 1 5 0 mts and the base of the sandstone rises to the 7 0 0 - 7 5 0 mts level.

In the North-Uruguay the borings discovered a d iabas ic sill of 3 6 0 mts thickness and he re the base of the S. Bento sandstone goes down to 5 0 0 mts below the sea-level.

The same gradual descending of the Gondwana System toward the South is observed in South Africa.

The Gondwana System has the maximum thickness of 2 7 8 0 0 feet in the C a p e Provinces simultaneously with maximum total thickness of diabasic] sills and lavas of 4 5 0 0 mts, and the lowest situation of Dwyka Tillite.

In Centra l Transvaal the Gondwana System is olny 2 4 3 0 feet thick according to A.du-Toit and the b a s e of Dwyka Tillite rises the 1 4 0 0 mts level.

Farther to the North in the Nyasaland border the Gondwana System is 1 8 0 0 0 feet thick and we have there a group of lavas up to 4 5 0 0 feet thick.

L I T E R A T U R A CITADA

1. Paiva Neto, J . E . de. A "fração arg i la" dos solos do Estado de São Paulo e seu estudo roentgenográfico. Bragantia 2 : 3 5 5 - 4 3 2 . Fig. 1-4. Chapas 1-79. 1 9 4 2 .

2 . Paiva Neto, J . E . de. "Perda ao rubro" em análises sumárias de terra. Bragantia 1 : 4 3 3 - 4 4 0 . 1 9 4 1 .

3 . Wal ther , K. Contr ibución al conocimiento de las rocas "basá l t icas" de la formación de Gondwana em la Amér ica del Sud. Fig . 1-4. Lâminas 1-6. Montevideo. Imprensa Nacional. 1 9 2 7 .

4 . Cunha , J . da, e J o ã o B r u n o Lobo. As rochas nefelínicas como matéria prima para a fabr icação do vidro de garrafa. Mineração e Metalurgia. 2 : 2 0 0 - 2 0 4 . 1 9 3 7 .

5 . Guimarães , Djalma. A província magmática do Brasil Meridional. Publ. Serv iço Geológ ico do Estado de Minas Gera i s . Be lo Horizonte, pág. 1-64, 1 9 3 3 .

6 . Johannsen , Albert. Em A descriptive petrography of the igneous rocks, vol. 3 , pág. 1-360. F ig . 1-178. The University of C h i c a g o Press, Ch icago , Illinois, 1 9 3 7 .

7. Paiva, G l y c o n de. Condições dos jazigos dos diabásios Myrmekiticos. Bol . Serviço Geo lóg ico e Mineralógico do Brasil 4 5 : 1 - 6 . 1 9 3 0 .

8 . Wagner, P. Differentiationsercheinungen in Diabasen des Ostthueringischen Hauptsattels. Mineralogische und Petrographische Mitteilungen. 50:107-180, fig. 1-27, diagr. 1-6, Leipzig, 1 9 3 8 .

9 . B r a n n e r , J o h n C. Em Geologia Elementar, 2.ª ed. , pág. 1-396, fig. 1-174, Rio de Janeiro, 1 9 1 5 .

10 . Winchell, Alexander N. Em Elements of Opt ica l Mineralogy. 3.ª ed., parte 2 , pág. 1-459, fig. 1 -361 . New York, 1 9 3 3 .

1 1 . Wal ther , K. Erupticos afro-brasilefio-argentinos de edad permo-triasoeojurásica. La supuesta uniformidad de l magma «melafídico» y sus re lac iones com la parentela alcalinít ica. S e p . Boi . Instituto Geo lóg ico Montevideo (Uruguay) 2 4 : 1 1 7 - 1 6 7 . Lâm. I-II. F ig .a . Montevideo, 1 9 3 8 .

12 . Kaiser, E . Em Die Diamantenwueste Suedwest-Afrikas, vol. 1, pág. 1-321, fig. 1-58, Berl in, 1 9 2 6 .

1 3 . Leinz, V. Ein Beitrag zur Kenntnis der Ges te ine von Angola. Zentralblatt für Mine¬

ralogie und Geolog ie 1935:97-102. 1 9 3 5 .

1 4 . M o n t a , V. e H. O. Donnell. Car te géologique de l 'Angola. Lisboa, 1 9 3 3 .

1 5 . Bodenbender, Guillermo. Triásico y terciár io en la Falda Oriental . Bol. de la Academia Nacional de C iênc ia s (Cordoba) 31 :73-139 . 1 9 2 9 .

16. Derwin, Ch. R. Em Geologica l observations on coral reefs, volcanic islands and on South America, be ing the geology of the voyage of the Beag l e . London, 1 8 4 6 .

17. Windhausen, Anselmo. Em Geo log ia Argentina, vol. 2 , pág. 1-645, Lam. 1-58, fig. 1-214, Buenos Aires, 1 9 3 1 .

1 8 . G u t m a n s , Marger e Paulo Vageler. Contr ibuição para o conhecimento das anomalias magnetométricas do Brasil Centra l . Bragantia 1 :441-451 , perf . I-II, 1 9 4 1 .

19 . Scorza, E . P. Eruptivos básicos do Piauí. Mineração e Metalurgia 5 : 2 6 1 - 2 6 8 . 1 9 4 1 .

2 0 . Wegener, A. Em Die Entstehung der Kontinente und Ozeane , pág. 1-242, Brauns­chweig, 5 . a edição, 1 9 3 6 .

2 1 . Toit , Alex L . Em The geology of South Africa, pág. 1-539, Oliver & Boyd, 2.ª edição, 1 9 3 9 .

2 2 . Machatschek , F . Em Das Relief der Erde, vol. 1, pág. 1-545. 1 9 3 8 .

EXPLICAÇÃO DAS ESTAMPAS

Est. I — Fig. 1 — Magnetita titanífera arboriforme e m diabásio do contacto com os tilitos permianos. Cachoe ira Funil perto de Cosmópolis, município de Campinas. Aumento: 1 0 0 X. (Ver descrição da lâm n.° 1 5 7 ) .

Fig. 2 — Magnetita titanífera arboriforme em diabásio do contacto com os tilitos permianos. Cachoe ira Funil perto de Cosmópolis, município de Campinas. Aumento: 3 0 X.

Est. II — Fig. 3 — Bocaiuvito de São Bento de Sapucaí. Incluído em piroxênio um cristal de olivina com serpentinização incipiente. Aumento : 2 9 X. Nicoles cruzados. (Ver pág. 318)

Fig. 4 — Bocaiuvito do Município de Bocaiúva (Paraná). Um cristal grande de olivina com serpentinização incipiente pelas fendas. Aumento : 2 9 X . (Ver. pág. 318)

Est. III — Fig. 5 — Augita-porfirito do dique a 6 Km d a cidade de Tietê a leste-oeste. O cristal idiomorfo do plagioclásio com envoltório do ortósio sódico. Aumento: 2 9 X. (Ver descr ição d a lâm. n.° 1 6 2 ) .

Fig. 6 — Augita-porfirito do dique a 6 Km a leste-oeste da cidade de Tietê. Crescimento simultâneo do piroxênio e do plagioclásio. Aumento : 9 2 , 5 X. (Ver descrição da lâm. n.° 1 6 2 ) .

Est. IV — Fig. 7 — Bocaiuvito do município de Bocaiúva (Paraná). Nicoles cruzados. Aumento : 2 9 X. Estrutura poiguilítica. Os plagioclásios no centro estão incluídos no cristal grande do ortósio sódico. Ao lado des te cristal é visível o piroxênio geminado, com faixas paralelas produ­zidas pela interferência das extremidades-cunhas de ambas as metades da hemitropia, simulando a estrutura polissintética. (Ver pág. 320).

Fig. 8 — Manto basáltico superior de F r a n c a . Aumento : 9 2 , 5 X. Estrutura intergranular. Plagioclásios com 5 3 - 6 1 % An. (Ver. pág. 320).

Est. V — Fig. 9 — Diabásio da fazenda do dr. Júlio Prestes, perto de Itapetininga. Estrutura intergranular. Aumento : 2 9 X. Plagioclásios com 6 0 — 6 6 % An. (Ver pág. 321).

Fig. 10 — Augita-porfirito , fortemente decomposto, com plagioclásios e augistas idiomorfos. Taubaté — 8 5 Km — Ubatuba. Dique em xistos metamorfos. (Ver pág. 321).

B R A (A A N T I A 317